ESTUDIO DE LOS DEPÓSITOS POST- GLACIARES DEL …
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Trabajo Final de Licenciatura Alejandro David Báez
Director: Dr. Alberto Tomás Caselli
2015
ESTUDIO DE LOS DEPÓSITOS POST-
GLACIARES DEL VOLCÁN COPAHUE:
ANÁLISIS DE LA PELIGROSIDAD
TABLA DE CONTENIDOS
1. INTRODUCCION…………………………………………………………………………….1
1.1 Introducción.…………………………………………………………………………1
1.2 Ubicación y vías de acceso…………………………………………………….……..1
1.3 Clima y Ambiente……………………………………………………………………3
1.4 Hidrología……………………………………………………………….……………4
1.5 Geomorfología…………………….………………………………………………….5
1.6 Objetivos……………………………………………………………………………..6
1.7 Metodología…………………………………………………………………….……7
2. ANTECEDENTES Y MARCO GEOTECTÓNICO………………………………………10
2.1 Marco tectónico regional………………………………………………………...…10
2.2 Estratigrafía del Complejo Volcánico Copahue Caviahue……………………....12
2.2.1 Formación Trapa Trapa……………………………………………………12
2.2.2 Formación Hualcupén……………………………………………...………12
2.2.3 Ignimbrita Riscos Bayos……………………………………………………12
2.2.4 Secuencia Volcánica Las Mellizas…………………………………….……13
2.2.5 Lavas Trolope………………………………………………………..……..14
2.2.6 Domo Pucón Mahuida……………………………………………….……..14
2.2.7 Domo Cerro Bayo…………………………………………………………..15
2.3 Evolución del Volcán Copahue…………………………………………………….15
2.3.1 Etapa Pre-Glacial………………………………………...………………..15
2.3.2 Etapa Sin-Glacial…………………………………………………………..16
2.3.3 Etapa Post-Glacial…………………………………………………………17
2.3.4 Actividad Histórica……………………………………………..………….18
2.4 Sistema Magmático-Hidrotermal………………………………………………….21
2.5 Controles estructurales………………………………………………………..……24
3. ANÁLISIS DE LOS DEPÓSITOS POST-GLACIARES………………..…………...……26
3.1 Coladas de lavas……………………………...……………………………………..26
3.2 Depósitos de flujos piroclásticos……………………………………...……………29
3.3 Depósitos laháricos………………………………………………………………….34
3.4 Depósitos de caída piroclástica……………………………………………….……42
3.5 Bombas y bloques volcánicos…………………………………………...………….48
4. ANÁLISIS DE LA PELIGROSIDAD………………………………………………………51
4.1 Antecedentes………………………………………………………...………………51
4.2 Mecanismos eruptivos……………………………………………………………....54
4.3 Simulaciones numéricas……………………………………………………………58
4.4 Análisis de la peligrosidad………………………………………………………….60
5. CONCLUSIONES………………………………………………………………………..….66
6. AGRADECIMIENTOS……………………………………………………………………...68
7. BIBLIOGRAFÍA……………………………………………………………………….……69
Alejandro D. Báez (2015)
1 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
1. INTRODUCCIÓN
1.1 Introducción
El volcán Copahue (37º45’S - 71º10.2’O, 2977 msnm) es un volcán poligenético
andesítico a basáltico-andesítico que presenta una morfología alargada SO-NE, con nueve
cráteres alineados en dirección N60ºE, de los cuales el más oriental es el activo actualmente. Se
ubica en el borde occidental de la depresión volcano-tectónica denominada caldera del Agrio,
conformando juntos el Complejo Volcánico Copahue Caviahue (CVCC).
El inicio de la actividad del volcán Copahue fue datado por Linares et al. (1999),
obteniendo edades de entre 1,23 ± 0,09 Ma y 0,76 ± 0,07 Ma en base al método de K-Ar. Sin
embargo, recientes dataciones de la subyacente Formación Las Mellizas (Sruoga y Consoli
2011a) indicarían una restricción del comienzo de la construcción del edificio volcánico a los
últimos 0,12 Ma.
Teniendo como referencia la última glaciación del Pleistoceno, la evolución del volcán
Copahue puede ser subdividida en tres etapas: pre-, sin- y post-glacial (Sruoga y Consoli 2004,
Melnick et al. 2006). Esta última representa el eje de este trabajo, siendo sus productos aquellos
emitidos con posterioridad al retiro de la última glaciación, dentro de los cuales se incluyen los
materiales generados en erupciones históricas. En el volcán Copahue han sido reportadas 13
erupciones para los últimos 265 años, generalmente de baja magnitud y de carácter freático y
freatomagmático: 1750, 1759, 1867, 1937, 1944, 1960, 1961, 1992, 1993, 1994, 1995, 2000 y
2012-2014 (Delpino y Bermúdez 1993, Petit-Breuilh 1996, Martini et al. 1997, Varekamp et al.
2001, Delpino y Bermúdez 2002, Polanco 2003, Naranjo y Polanco 2004, Caselli et al. 2014a,
Petrinovic et al. 2014b, Caselli et al. 2015a, Sommer et al. 2015, entre otros).
El aumento de la intensidad de los últimos dos ciclos eruptivos, junto con investigaciones
recientes, puso de manifiesto la necesidad de mejorar la zonación de los posibles peligros
volcánicos en las zonas aledañas al volcán Copahue, así como también la detección de las
infraestructuras y personas en riesgo potencial, y las medidas a tomar ante una posible erupción.
1.2 Ubicación y vías de acceso
El volcán Copahue (37º51’S - 71º09’O) pertenece al sector central de la Zona Volcánica
Sur del cinturón volcánico de los Andes (Fig. 1a), y geográficamente se encuentra ubicado en el
noroeste del territorio patagónico, siendo atravesado por el límite internacional entre Argentina y
Chile. En territorio argentino se encuentra dentro del departamento Ñorquín de la Provincia de
Neuquén, siendo las localidades más cercanas las villas de Caviahue y Copahue, ubicadas a 9,5
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km al este y 7 km al noreste del cráter activo, respectivamente (Fig. 1b y c). Ambas representan
importantes centros turísticos para la región. Caviahue cuenta con una población fija de 607
habitantes (INDEC 2010) pero sufre un crecimiento exponencial de su población en épocas
invernales, para lo cual cuenta con una capacidad hotelera de 1200 plazas (en constante
Figura 1: a) Ubicación del área de estudio dentro del cinturón volcánico de los Andes. ZVA: Zona Volcánica
Austral, ZVS: Zona Volcánica Sur, ZVC: Zona Volcánica Centro. b) Ubicación dentro de la Provincia del
Neuquén y rutas de acceso. c) Mapa del área de estudio.
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crecimiento) que recibe el afluente turístico generado por el complejo de esquí ubicado en el
flanco del volcán, cuyas instalaciones llegan hasta casi 4 km del cráter activo. Por su parte,
Copahue atrae una gran cantidad de turismo debido al complejo de baños terapéuticos con aguas
termales asociadas al sistema hidrotermal del volcán, sin embargo, solo permanece habitada
durante el periodo estival ya que las precipitaciones invernales en forma de nieve alcanzan varios
metros cubriéndola completamente. Durante el verano, toda la región también sufre el arribo de
un número importante de personas debido a la tradicional actividad ganadera conocida como
veranada, que consiste en el traslado de las cabezas de ganado, generalmente caprino, a los
valles de altura en busca de mejores pastos.
Para acceder esta región (Fig. 1b), partiendo desde la ciudad de Neuquén, capital de la
Provincia homónima, se debe recorrer la Ruta Nacional 22 por 186 km hasta la localidad de
Zapala. Allí se toma la Ruta Nacional 40 en dirección noroeste por 57 km hasta arribar al pueblo
Las Lajas, donde nos desviamos por la Ruta Nacional 242 unos 10 km hasta empalmar con la
Ruta Nacional 21. Luego de 52 km arribamos a la localidad de Loncopué, desde la cual tomamos
la Ruta Provincial 26 por otros 52 km hasta finalmente llegar a la localidad de Caviahue. Para
acceder a Copahue debemos continuar por esta misma ruta por poco más de 5 km y allí tomar el
desvío de la Ruta Provincial 27 por otros 10 km.
En Chile el volcán Copahue se encuentra dentro del territorio de la Comuna de Alto
Biobío, Provincia de Biobío, VIII Región de Biobío. Las poblaciones más cercanas al cráter
activo son las comunidades Pehuenches de Trapa Trapa (9,5 km al noroeste), Brutalelbún (7 km
al noroeste) y Huallalí (16,5 km al suroeste), las cuales en conjunto albergan a más de 2200
personas. Unos 15 km al oeste del edificio volcánico también se ubica una importante zona de
veraneada denominada Trilile.
1.3 Clima y Ambiente
El sector argentino de la zona de estudio presenta un clima frío húmedo típico de
montaña, con precipitaciones anuales mayores a los 2000 mm, producidas principalmente en
forma de nieve entre los meses de Abril y Octubre, y con temperaturas medias anuales de 7°C,
grandes amplitudes térmicas en verano (de hasta 25ºC), y temperaturas de hasta -14ºC en
invierno. La mayor frecuencia e intensidad de vientos corresponde a los provenientes del oeste,
con velocidades máximas superiores a los 100 km/hora (Martín et al. 1988).
Estas condiciones climáticas, sumadas a las características del relieve, llevan a un
predominio de ambientes de estepas dominadas por coirones (Festuca). Por encima de los 2.000
m la cobertura vegetal disminuye drásticamente hasta desaparecer totalmente por encima de los
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2.400 m. En este rango también se desarrollan mallines de altura asociados a las nacientes
hídricas, los cuales cumplen un rol importante en la regulación el sistema hídrico. En el área
también se desarrollan dos especies de Nothofagus que forman matorrales monoespecíficos, el
ñire (Nothofagus antárctica) y la lenga (Nothofagus pumilio), aunque el rasgo más característico
respecto a la flora está dado por la presencia de la Araucaria araucana. La zona de estudio
representa el límite norte de la distribución de esta especie endémica de la región
andinopatagónica. La preservación de la misma fue la principal razón para la creación del Parque
Provincial Copahue (PPC), a pesar de que solo ocupan un 2,5% de este (Mermoz y Martín 1988).
Desde el punto de vista faunístico, la región se caracteriza por la presencia de más de 85
especies de vertebrados, entre los que destacan el puma (Puma concolor), el zorro colorado
(Lycalopex culpaeus), roedores como el tucu-tucu del maule (Ctenomys maulinus), gran cantidad
de especies de lagartijas, ranas de diversos géneros (incluso endémicas), y una diversidad de
aves que incluyen cóndores (Vultur gryphus), águilas moras (Geranoaetus melanoleucus),
gaviotas andinas (Chroicocephalus serranus) y cauquenes (Chloephaga), entre muchas otras
(Christie 1988).
1.4 Hidrología
El sistema hídrico dentro de la caldera del Agrio cuenta con cursos principales
permanentes y una serie de tributarios efímeros e intermitentes, y presenta en general un diseño
dendrítico a subdendrítico. Puede ser dividido en dos sub-cuencas, pertenecientes a la gran
cuenca del río Agrio, que terminan confluyendo en la zona del valle de Trolope (Fig. 1c).
La subcuenca del sur está conformada principalmente por el río Agrio superior, el río
dulce y el lago Caviahue. El río Agrío superior se forma a partir de la confluencia de dos
vertientes que emanan del flanco oriental del volcán Copahue, y que pertenecen al sistema
hidrotermal del mismo, y desemboca en el lago Caviahue. El río Dulce, que también desemboca
en dicho lago, no tiene contacto con el sistema hidrotermal y su génesis se relaciona al deshielo.
El lago Caviahue, principal cuerpo de agua de la caldera, posee una forma de herradura con dos
grandes brazos este-oeste de 4-5 km de largo y poco más de 1 km de ancho, separados por una
península de 1 km de ancho. Dicha forma respondería a un control estructural representando una
estructura de horst y graben posteriormente exagerada por la acción glaciar (Folguera et al. 2004,
González Díaz 2005, Melnick et al. 2006). A partir del sector oriental de su brazo norte surge
nuevamente el curso del río Agrio hacia el norte, confluyendo con la segunda subcuenca (arroyo
Trolope), y continuando su curso por el valle de Trolope hacia el este.
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La subcuenca del norte posee una importancia vital para la zona, ya que en ella se
encuentran las lagunas Las Mellizas, las cuales representan la fuente de agua potable para la
población. Estas son dos cuerpos de agua dulce de 1-1,5 km de largo orientados este-oeste y
separados por un curso de aproximadamente 500 m. Su origen es análogo al del lago Caviahue,
con debilidades estructurales que permitieron una mayor erosión glaciar (González Díaz 2003,
2005). A partir de la laguna del este, o inferior, surge el arroyo Blanco que termina
desembocando en la laguna Trolope, parte del sistema del arroyo homónimo, columna vertebral
de esta subcuenca. El mismo nace en el extremo noroeste de la caldera, y en su recorrido hacia el
este, recostando sobre el borde norte de la misma, recibe varios afluentes. A lo largo de su curso
genera tres cuerpos de agua, siendo el más importante la ya mencionada laguna Trolope,
formada como consecuencia del indicamiento del arroyo debido a un deslizamiento (González
Díaz 2003). Los dos restantes son la laguna Larga, de origen similar, y la laguna Rincón,
producto de la actividad glaciar. En la región norte de la caldera se encuentran otras dos cuerpos
de agua importante, la laguna Achacosa, cuyo efluente desemboca en la laguna Rincón, y la
laguna endorreica del Escorial, dispuesta sobre el cráter de un centro de emisión lávico
(González Díaz 2003).
1.5 Geomorfología
La morfología observada en el CVCC ha sido modelada en su mayoría por procesos
exógenos (fluviales, glaciarios y de remoción en masa), aunque las geoformas más sobresalientes
corresponden a procesos endógenos (vulcanismo y tectónica), lo que le da un carácter de
compuesto al paisaje (González Díaz 2005). Los dos rasgos geomorfológicos más sobresalientes
son, sin duda, la caldera del Agrio, una depresión cuadrangular de 15x20 km que abarca unos
350 km2 de superficie, limitada por abruptos paredones de entre 500 y 800 m de desnivel
(González Díaz 2005), y el volcán Copahue de 2.977 m, ubicado en el límite occidental de la
misma.
Durante el trascurso del Pleistoceno, el área se vio afectada por una glaciación que
reemplazó el ciclo fluvial previo por un englazamiento de tipo alpino. Originalmente se propuso
la existencia de dos glaciaciones que afectarían la zona (Groeber 1921), aunque González Díaz
(2003) descarta esta idea y propone una sola glaciación caracterizada por un centro de
alimentación hacia ambas vertientes en el volcán Copahue y la generación de una gran calota de
hielo (ice-blister) de entre 500 y 800 m de espesor en el interior de la caldera y sus consecuentes
artesas, las cuales alcanzaron longitudes máximas de 10-12 km. Las formas de erosión glaciar
que actualmente se conservan son principalmente estas artesas, los circos glaciarios, y geoformas
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erosivas como surcos, estrías glaciarias y muescas semilunares, con una menor evidencia de
agradación, representada por arcos morénicos delgados y degradados, y discontinuas áreas de
morenas de fondo y erráticos (González Díaz 2005, Forte y Caselli 2014). Sin embargo, la
acción glaciar no habría generado grandes modificaciones en el relieve previo dentro de la
caldera (Forte y Caselli 2014), solo llevando a cabo un rol importante en la formación de gran
parte de las lagunas allí ubicadas. Originalmente la génesis de las depresiones ubicadas en las
áreas geotermales ubicadas al noreste del edificio volcánico también fue vinculada con la erosión
glaciar (Groeber y Perazzo 1941), aunque posteriormente se la relacionó con la neotectónica
local, proponiendo un origen transtensional (Folguera y Ramos 2000, Melnick et al. 2006).
Otras geoformas pre-glaciares, además de la caldera del Agrio y la primera etapa del
volcán Copahue, son las huayquerías (bad-lands) de Riscos Bayos, generadas por la acción
erosiva sobre las ignimbritas de la formación homónima. Estás aparecen al sureste de la caldera,
conformando un cinturón de 4 km con rumbo este-oeste, elevadas unos 60-80 m sobre el relieve
circundante (González Díaz 2005). Una última geoforma pre-glacial significante es la colada
basáltica denominada Derrames De Fondo de Valle por Pesce (1989) o Lavas Trolope por
Melnick et al. (2006), ubicada entre la laguna del Escorial, la cual representa su centro de
emisión, y la Puerta de Trolope. Su encajonamiento por un proto-valle y la presencia por encima
de remanentes de morenas de fondo, son pruebas de la existencia de un sistema fluvial previo al
englazamiento, el cual fue modelado posteriormente por la acción glaciar hasta convertirlo en
una artesa (González Díaz 2005). Esta colada habría endicado el proto-río instalando un nuevo
nivel de base. La posterior superación del obstáculo por erosión y la consecuente profundización,
dio lugar a la cascada del Agrio, un resalto estructural (knickpoint) que señala el límite aguas
arriba alcanzado por la natural onda de rejuvenecimiento (González Díaz 2005).
Entre las geoformas post-glaciares no volcánicas sobresalen aquellas producidas por
fenómenos de remoción en masa, como la avalancha de rocas del Cajón Chico o los
deslizamientos que indican varios tramos del arroyo Trolope (González Díaz 2005). El espectro
de rasgos geomorfológicos se completa con aquellos de origen fluvial, como las que
corresponden a las planicies aluviales de los ríos Agrio y Trolope, y con los glaciares que
actualmente cubren la parte superior del volcán.
1.6 Objetivos
El objetivo general que persigue el presente trabajo final de licenciatura es aportar, a
partir de un detallado trabajo de terreno, laboratorio y gabinete, nuevos datos, interpretaciones e
interrogantes que contribuyan a incrementar el nivel de conocimiento sobre la historia evolutiva
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reciente del volcán Copahue, y así lograr una mejor percepción del peligro y el riesgo asociado al
mismo. Para ello, se plantearon los siguientes objetivos específicos:
- Realizar un relevamiento geológico de las unidades post-glaciares en el flanco oriental
del volcán Copahue.
- Realizar un relevamiento de la actividad histórica del volcán Copahue.
- Realizar una descripción detallada de los productos emitidos durante erupciones post-
glaciares e históricas.
- Proponer los mecanismos eruptivos presentes en la historia reciente del volcán
Copahue.
- Contribuir a la caracterización de los peligros volcánicos asociados al Copahue a partir
del entendimiento de los mecanismos eruptivos pasados y principalmente desde los observados
en los ciclos eruptivos que ha tenido el volcán en las últimas décadas.
1.7 Metodología
La metodología aplicada puede ser dividida en tres etapas principales, un trabajo de
gabinete, un trabajo de campo y un trabajo de laboratorio.
El trabajo de gabinete consistió, en primera instancia, en el relevamiento y recopilación
de antecedentes de trabajos realizados tanto en el área de estudio como en sectores aledaños y de
trabajos que abarquen la temática abordada en este trabajo final. Para completar la base de
información previa al trabajo, se llevó a cabo la recopilación de la mayor cantidad posible de
imágenes satelitales (ASTER, Landsat, MODIS, SPOT, etc), modelos de elevación digital
(DEM`s) y fotos aéreas, del área de estudio. Las imágenes y los DEM`s fueron obtenidos a partir
de portales de descarga gratuitos como la aplicación Earth Science Data Interface del Global
Land Cover Facility (http://glcfapp.glcf.umd.edu:8080/esdi/). Además se extrajeron imágenes de
las plataformas gratuitas Google Earth y Bing Maps. Las fotos aéreas utilizadas corresponden al
año 1962. Para un mejor ordenamiento y visualización de este material, se confeccionó un
proyecto en el ArcGis 9.3, el cual sirvió como base para los mapeos posteriores. Para la correcta
convivencia de los distintos archivos dentro del mismo, gran parte del material visual debió ser
trabajado en el gis Global Mapper V9.02, ya sea para su georeferenciación, como para el cambio
del tipo de proyección utilizado. Posteriormente, se realizó un mapeo preliminar de los depósitos
post-glaciares, y se identificaron las zonas de estudio para el posterior trabajo de campo.
El trabajo de campo consistió principalmente en el relevamiento de los depósitos
volcaniclásticos analizados en este trabajo. Para ello, se realizó un reconocimiento de los mismos
y se llevó a cabo el levantamiento de perfiles detallados para su caracterización. De cada uno de
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estos perfiles se tomaron las muestras correspondientes para su posterior análisis en la etapa de
laboratorio.
En primera instancia, el trabajo de laboratorio se basó en el tamizado en seco de las
muestras volcaniclásticas que necesitaban una caracterización granulométrica. Para ello se
utilizaron nueve tamices Zonytest correspondientes a los diámetros de 7937µ, 4000µ (-2Φ),
2000µ (-1Φ), 1000µ (0Φ), 500µ (1Φ), 250µ (2Φ), 125µ (3Φ), 74µ y 62µ (4Φ). Cada muestra,
previamente pesada, fue colocada en la pila de tamices por quince minutos sobre una maquina
tamizadora tipo ro-tap. Posteriormente se recolectó y pesó la fracción retenida en cada tamiz,
para así calcular el porcentaje en peso de cada una, para luego realizar la caracterización
granulométrica. Para nombrar a cada clase de tamaño se siguió la escala propuesta por White y
Houghton (2006) y Murcia et al. (2013) (Fig. 2).
Para la representación gráfica de estos datos se confeccionaron histogramas de
frecuencias y curvas acumulativas con el software Microsoft Office Excel 2013. A partir de estos
se calcularon los parámetros estadísticos granulométricos básicos (mediana, moda, media,
selección, asimetría, agudeza) por medio del método gráfico de Folk y Ward (1957), definiendo
la selección de los depósitos según la clasificación propuesta por Cas y Wright (1987) para
materiales volcaniclásticos, y la asimetría y la agudeza según la nomenclatura propuesta por
McManus (1988) (Fig. 3).
Posteriormente, estas muestras fueron analizadas bajo lupa binocular para su
caracterización composicional, mientras que las rocas duras (lavas y bombas) fueron analizadas
en corte delgado bajo microscopio petrográfico. Ambos instrumentos pertenecen al Instituto de
Investigación en Paleobiología y Geología de la Universidad Nacional de Río Negro (IIPG-
UNRN).
A las muestras estudiadas en el apartado 3.2 (Depósitos de Flujos Piroclásticos) se les
realizó el cálculo de determinación del contenido de materia orgánica por medio del método de
calcinación (ASTM 2000). El mismo consiste en la colocación de un peso conocido de muestra
(aprox. 1 gramo) en un recipiente de cerámica, que se calienta en una mufla unas 6-8 horas a
550ºC. Posteriormente se retira y deja enfriar en un desecador, para luego volver a pesar, siendo
la diferencia entre el peso inicial y el final la cantidad de materia orgánica perdida por
calcinación.
Aquellas muestras en las que fue necesario un análisis más detallado, fueron observadas
bajo Microscopio Electrónico de Barrido (SEM, por sus siglas en inglés) y se aplicó la técnica de
Espectroscopia de Energía Dispersiva (EDS, por sus siglas en inglés) incorporada en el mismo.
Además, algunas de las mismas fueron analizadas por medio del método de difracción de rayos
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x. Ambos instrumentos pertenecen al Centro Atómico Bariloche (CAB) dependiente de la
Comisión Nacional de Energía Atómica (CNEA).
Figura 2: Clases granulométricas propuestas por White y Houghton (2006) y Murcia et al. (2013) para depósitos
volcaniclásticos, comparada con las escala sedimentológica clásica de Udden-Wentworth.
Figura 3: Fórmulas para el cálculo de parámetros estadísticos y nomenclatura propuesta en cada caso.
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2. ANTECEDENTES Y MARCO GEOTECTÓNICO
2.1 Marco tectónico regional
El CVCC se encuentra 30 km al este del arco volcánico actual, formando parte del
segmento central de la Zona Volcánica Sur, donde la corteza es moderadamente gruesa (45 km)
y la subducción de la placa de Nazca alcanza unos 30º (Bohm et al. 2002, Lüth et al. 2003). Esta
región representa una zona de transición entre los Andes Centrales, altos y anchos (3 km de
elevación media y más de 800 km de ancho), y los Andes Patagónicos, bajos y estrechos (1 km
de elevación media y 300 km de ancho) (Groeber 1921). Otro rasgo que diferencia a estas
regiones es que los Andes Centrales presentan una faja plegada y corrida en el antepaís Plioceno-
Cuaternario, mientras que en los Andes Patagónicos la deformación cuaternaria se localizó en el
intrarco (Melnick et al. 2006).
Durante el Plioceno-Pleistoceno inferior a estas longitudes se estableció un frente
volcánico que luego, hace aproximadamente 1 Ma, se trasladó hacia el oeste hasta su posición
actual (Muñoz y Stern 1988), provocando la extinción de todos sus complejos volcánicos, salvo
el CVCC. Melnick et al. (2006) proponen que esta preservación de la actividad volcánica
durante el Pleistoceno tardío - Holoceno en la zona de estudio se debe a causas tectónicas,
relacionadas con la intersección de tres sistemas estructurales regionales: el sistema de fallas
Liquiñe-Ofqui, el sistema de fallas Copahue-Antiñir y la Zona de Transferencia Callaqui-
Copahue-Mandolegüe (Fig. 4).
El sistema de fallas Liquiñe-Ofqui es un sistema de fallas de rumbo dextrales ubicado en
el intrarco al sur de los 37º50’ S, que recorre unos 1200 km de largo con orientación
aproximadamente N-S, y que desacopla un fragmento del antepaís desde el Mioceno superior
(Hervé 1976, Lavenu y Cembrano 1999, Melnick et al. 2002, entre otros). Esta megaestructura
muestra estilos de deformación y cinemáticas contrastantes a lo largo de su trayecto, con un
segmento norte que presenta una deformación transtensional caracterizada por ramificaciones
(fault splays), formación de grábenes y estructurales de cola de caballo negativas (Melnick 2000,
Folguera et al. 2001, Melnick y Folguera 2001, Rosenau et al. 2006). Esto se observa claramente
al sur del área de estudio, a los 38º S, donde el sistema de fallas de Liquiñe Ofqui se desvía hacia
el este y se descompone en una serie de ramificaciones transtensionales y extensionales de
rumbo NNO a NE que forman un arreglo con geometría de cola de caballo, siendo la estructura
principal del mismo la falla Lomín, de aproximadamente 25 km de largo con orientación NE,
que finaliza en el borde suroeste de la caldera del Agrio (Melnick et al. 2006).
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El sistema de fallas Copahue-Antiñir es un sistema de trasarco de 90 km de largo (Ramos
y Folguera 1999, Folguera et al. 2004) caracterizado por fallas y pliegues de alto ángulo
imbricados, que forman escarpas de fallas individuales de más de 150 m de altura (Melnick et al.
2006).
El lineamiento volcano-tectónico Callaqui-Copahue-Mandolegüe es el lineamiento más
largo de la Zona Volcánica Sur, abarcando unos 90 km con orientación NE, y está compuesto de
SO a NE, por el Volcán Callaqui, el CVCC, el Centro Volcánico Trolón y la Cordillera de
Mandolegüe (Folguera y Ramos 2000). Esta es una estructura de escala cortical que se generó
durante el Oligoceno tardío-Mioceno como una zona de transferencia durante las fases de rift y
de inversión de la Cuenca de Cura Mallín (Carpinelli 2000, Melnick et al. 2002, Radic et al.
2002, Melnick et al. 2006). Durante el Pleistoceno-Holoceno continuó como una zona de
transferencia de la deformación en el límite entre el sistema de fallas de rumbo de Liquiñe-Ofqui
y el sistema de fallas compresivas Copahue-Antiñir, acomodando la configuración de estos y
desacoplando sus cinemáticas contrastantes (Melnick et al. 2006).
Figura 4: Modelo estructural de la Zona de Transferencia Callaqui-Copahue-Mandolegüe, y rasgos estructurales
del CVCC. Modificado de Melnick et al. (2006).
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2.2 Estratigrafía del Complejo Volcánico Copahue Caviahue
El CVCC presenta un registro de actividad que continua sin interrupciones desde el
Mioceno hasta el presente. Su estratigrafía ha sido analizada por varios autores, y a partir de
distintos puntos de vista: Dellapé y Pando (1975), Niemeyer y Muñoz (1983), Pesce (1989),
Delpino y Bermúdez (1993), Linares et al. (1999), Mazzoni y Licitra (2000), Polanco (2003),
Melnick et al. (2006), Varekamp et al. (2006), entre otros. A continuación se describen los
rasgos principales de las unidades involucradas (Fig. 5), siguiendo la sucesión estratigráfica
propuesta por Melnick et al. (2006), basada en la presentada originalmente por Pesce (1989), y
excluyendo al volcán Copahue propiamente dicho, el cual representa la actividad volcánica más
joven del CVCC y cuya evolución se analiza en el apartado siguiente.
2.2.1 Formación Trapa Trapa: Originalmente fue considerada como la secuencia
superior de la Formación Curamallín (Niemeyer y Muñoz 1983), aunque este término luego fue
restringido solo para la subyacente secuencia inferior principalmente sedimentaria (Suárez y
Emparán 1997). Está conformada principalmente por coladas andesíticas del Mioceno inferior a
medio (18 - 14 Ma), generadas en una cuenca de intraarco (Burns y Jordan 1999, Folguera y
Ramos 2000).
2.2.2 Formación Hualcupén: Fue definida originalmente en territorio chileno con el
nombre de Formación Cola de Zorro (González y Vergara 1962), mientras que en territorio
argentino fue descripta en primera instancia por Pesce 1989, quien le otorgó el nombre de
Formación Hualcupén. Está conformada por una secuencia subhorizontal de gran extensión
lateral, compuesta por lavas basálticas andesíticas, brechas volcánicas y depósitos piroclásticos y
epiclásticos, expuesta como una faja meridional al este del frente volcánico actual entre los 36º y
los 39º S (Folguera y Ramos 2000, Melnick 2006). Este vulcanismo se generó bajo un régimen
tectónico extensional con anterioridad a la formación de la caldera del Agrio (Folguera et al.
2003), conformando el basamento y las paredes de la misma. Sus potencias máximas se
encuentran en territorio chileno, llegando a 1900 m, mientras que en territorio argentino alcanza
espesores de 450 m (Pesce 1989). A partir de edades K-Ar se estableció que esta unidad se
habría depositado en el Plioceno temprano, entre los 5,6 ± 0,1 y los 4,0 ± 0,1 Ma (Muñoz y Stern
1988, Muñoz et al. 1989, Linares et al. 1999).
2.2.3 Ignimbrita Riscos Bayos: Esta unidad, reconocida originalmente por Muñoz y
Stern (1988), está formada por depósitos de ignimbritas riolíticas ubicados principalmente al
Alejandro D. Báez (2015)
13 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
sureste de la caldera, formando un cinturón E-O de 4 km y alcanzando espesores de 250 m
(González Díaz 2005, Melnick et al. 2006). Melnick et al. (2006) también incluyen dos cuerpos
ignimbríticos aislados de 0,5 y 1,1 km2 y de 150 m de espesor, ubicados al sur de la caldera. Las
dataciones K-Ar realizadas sobre esta unidad arrojan edades de 1,1 ± 0,5 Ma (Muñoz y Stern
1988) y 2,05 ± 0,10 Ma (Linares et al. 1999), ubicándola en el Pleistoceno inferior. Estas han
sido interpretadas por algunos autores como los productos del colapso de la caldera del Agrio
(Muñoz y Stern 1988, Pesce 1989, JICA 1992, Delpino y Bermudez 1993, Mazzoni y Licitra
2000), aunque la formación de la misma estaría acotada por la datación de los primeros depósitos
que la rellenan (Secuencia Volcánica Las Mellizas) en 2,68 Ma (Linares et al. 1999), anterior a
la generación de las ignimbritas. Por su parte, Varekamp et al. (2006) proponen que esta unidad
tiene composiciones iguales que las del Domo Cerro Bayo, sin embargo este último es más
joven. Sin dudas es necesario un estudio geocronológico más exhaustivo para mejorar la
interpretación de las relaciones temporales y volcanológicas de la Formación Riscos Bayos con
las unidades vinculadas y con la generación de la caldera del Agrio.
2.2.4 Secuencia Volcánica Las Mellizas: Esta unidad, definida originalmente como
Formación Las Mellizas por el JICA (1988) y como Centro Efusivo Las Mellizas por Pesce
(1989), es considerada la primera unidad posterior a la formación de la caldera del Agrio,
restringiendo sus afloramientos al interior de la misma y al sector ubicado al oeste del volcán
Copahue. Las edades K-Ar obtenidas por Linares et al. (1999) van desde los 2,68 ± 0,14 a 2,60 ±
Figura 5: Esquema de relaciones estratigráficas del CVCC (Basada en Melnick et al. 2006).
Alejandro D. Báez (2015)
14 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
0,1 Ma (techo del Plioceno), sin embargo dataciones Ar/Ar hechas recientemente por Sruoga y
Consoli (2011b) arrojarían edades mucho más jóvenes (125 ± 9 ka, Pleistoceno medio a
superior), poniendo en evidencia la necesidad de una geocronología más detalla para esta unidad.
En base al mapeo de campo ha sido subdividida en tres litofacies: (1) Lavas Inferiores,
compuestas por coladas basálticas a andesíticas con depósitos laháricos intercalados, (2)
Ignimbritas vítreas de composición andesítica a dacítica, y (3) Lavas Superiores de composición
andesítica, similares a las Lavas Inferiores (Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli 2011a).
Mazzoni y Licitra (2000) asociaron la facies de Ignimbritas con flujos intracaldera relacionados
con el colapso de la caldera del Agrio, proponiendo su equivalencia con la Formación Riscos
Bayos, lo que fue descartado por Varekamp et al. (2006) en base a estudios geoquímicos. La
mayoría de los autores vinculan la secuencia volcánica Las Mellizas con la actividad de un
antiguo estratovolcán cuyo principal centro de emisión se ubicaba donde actualmente se emplaza
el volcán Copahue, siendo las facies de Ignimbritas producto del colapso del mismo, evidenciado
por la presencia de un borde de caldera preservada al noroeste del actual edificio volcánico.
(Pesce 1989, Delpino y Bermúdez 1993, Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli 2011a).
Recientemente, Caselli et al. (2014c) concluyen que la facies de Lavas Inferiores correspondería
a una secuencia pre-caldera de la Formación Hualcupén, y descartan la teoría del estratovolcán
Las Mellizas, proponiendo para la facies de Ignimbritas un origen por colapso de la caldera del
Agrio a partir de emisiones fisurales en un régimen extensional.
2.2.5 Lavas Trolope: Está compuesta por flujos de lava y brechas andesíticas
originalmente descriptas por Pesce (1989), quien las denominó Derrames de Fondo de Valle. Se
exponen en el sector norte y noreste de la caldera del Agrio, extendiéndose hacia el este por el
Valle de Trolope. Ocupan un área aproximada de 50 km2 con espesores máximos de 200 m,
aunque las lavas individuales poseen espesores de 2-3 m y las brechas de 0,5-1 m (Melnick et al.
2006). Lineras et al. (1999) proponen, a partir de dataciones K-Ar, una edad de 1,4 ± 0,3 Ma
(Pleistoceno Inferior) para las mismas.
2.2.6 Domo Pucón Mahuida: Este cuerpo dómico, ubicado en el flanco sureste del volcán
Copahue, fue analizado originalmente por Pesce (1989), quien le asignó el nombre de Domo
Ácido. Melnick et al. 2006 aportaron una descripción más detallada, dividiéndolo en un cuerpo
principal de lavas riolíticas y un segundo depósito de rocas riolíticas intrusivas subvolcánicas.
Estos autores también establecieron la relación con las unidades que conforman el edificio del
volcán Copahue, describiendo filones capa que salen del cuerpo principal e intruyen a las lavas
Alejandro D. Báez (2015)
15 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
inferiores del mismo, mientras que las de la parte superior cubren al domo. La datación del
mismo fue establecida por Linares et al. (1999) a través del método K-Ar, obteniendo edades
entre 0,9 ± 0,07 y 1,1 ± 0,09 (Pleistoceno inferior).
2.2.7 Domo Cerro Bayo: Es un cuerpo dómico elíptico de unos 20 km2 emplazado en el
flanco norte de la caldera del Agrio, unos 1300 m por encima del borde de la misma (Melnick et
al. 2006). Se compone de lavas y tobas dacíticas a riolíticas que forman grandes masas de entre
250 y 300 m de potencia (Pesce 1989). Linares et al. (1999) aportan edades K-Ar de 0,62 ± 0,06
Ma (Pleistoceno medio).
2.3 Evolución del Volcán Copahue
El volcán Copahue está ubicado en el borde occidental de la caldera del Agrio, y muestra
una morfología alargada SO-NE (N40ºE), con nueve cráteres alineados en dirección N60ºE, de
los cuales el más oriental es el activo actualmente. Esta constituido principalmente por andesitas
basálticas a andesíticas (Pesce 1989, Polanco 2003), vinculadas a magmas que corresponden a
una serie calco-alcalina, transalcalina, de medio a alto K (Sruoga y Consoli 2004, Polanco 2003).
El desarrollo del volcán Copahue, en base a edades K-Ar, iría desde los 1,23 ± 0,18 Ma hasta la
actualidad (Muñoz y Stern 1988, Linares et al. 1999, Polanco 2003). Sin embargo, la edad más
joven obtenida para la Secuencia Volcánica Las Mellizas, anterior a este edificio volcánico, es de
125 ± 9 ka (Sruoga y Consoli 2011b), lo que genera una discrepancia respecto a este tema.
La estratigrafía de este aparato volcánico fue agrupada dentro de la Formación Copahue
por Delpino y Bermudez (1993), y posteriormente subdividida en tres etapas, pre-, sin- y post-
glacial (Sruoga y Consoli 2004 en Sruoga y Consoli 2011a, Melnick et al. 2006). En la presente
contribución se sigue está última (Fig. 6).
2.3.1 Etapa Pre-Glacial: Está compuesta por lavas, y en menor medida oleadas
piroclásticas, con un espesor máximo de más de 1000 m (Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli
2011a) y composiciones basáltica-andesíticas a andesíticas (Cecioni et al. 2000 en Melnick et al.
2006). Esta constituye la etapa más importante desde el punto de vista volumétrico, responsable
de la construcción de la mayor parte del edificio volcánico (Melnick et al. 2006). Los depósitos
que la conforman presentan evidencias de abrasión glacial (pulido y estrías) y suelen estar
cubiertos por una fina capa de drift o por depósitos morénicos (Sruoga y Consoli 2011a).
Recientemente, Forte y Caselli (2014) describieron la presencia de depósitos de flujos
Alejandro D. Báez (2015)
16 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
piroclásticos densos en el valle del río Agrio superior y en las cercanías del domo Pucón
Mahuida, los cuales corresponderían a esta etapa.
2.3.2 Etapa Sin-Glacial: Representa un volumen de material mucho menor que la etapa
anterior, y se compone de lavas andesíticas a dacíticas con bordes vítreos que exhiben
características típicas de la interacción agua-magma, tales como fracturas poligonales y dentadas
(hackly), y pillow lavas. (Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli 2011a). Esta sucesión presenta
un espesor medio de 300 m y aflora principalmente en una meseta con forma de domo de 5,5
km2 localizada en el flanco sureste del volcán, y en siete centros individuales aislados dentro del
caldera del Agrio, en la región ubicada entre las localidades de Caviahue y Copahue (Melnick et
al. 2006). La edad más joven obtenida para esta etapa es de 0,76 ± 0,14 Ma (Linares et al. 1999),
por lo que la actividad sin-glacial estaría vinculada a uno, o más de uno, de los periodos glaciales
de los últimos 700 ka. Sin embargo, los depósitos de la parte superior del cuerpo con forma de
Figura 6: Mapa geológico del volcán Copahue diferenciando las distintas etapas de evolución.
Alejandro D. Báez (2015)
17 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
domo no muestran evidencias de erosión glaciar, lo que implica que por lo menos este sector
superior se formó durante el último periodo glacial (Melnick et al. 2006), delimitado para los
Andes patagónicos entre 90 y 14 ka por Clapperton (1993) y entre 75 y 15 ka por Lowell et al.
(1995).
2.3.3 Etapa Post-Glacial: Durante esta etapa se formaron los conos piroclásticos que
contienen a los cráteres alineados N60ºE de la cima, siendo el cráter activo el ubicado más al
este, cuyas paredes exponen depósitos de oleadas piroclásticas y depósitos de caída de bloques y
bombas de tipo estromboliano (Delpino y Bermudez 1994, Bermudez et al. 2002). A partir de
estos cráteres, y de fisuras laterales y centros monogénicos alineados ubicados en los flancos, se
emitieron derrames lávicos y flujos piroclásticos, cuyos depósitos no presentan evidencia de
erosión glacial (Polanco 2003, Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli 2011a).
Los flujos lávicos son de tipo aa y en bloque, poseen una composición andesitico-
basáltico (54,9-57% SiO2) y el más extenso, emitido a partir de uno de los cráteres de la cima
ubicado al suroeste del activo actualmente, se extiende hacia el suroeste por 18-20 km a lo largo
del valle del rio Lomín, en territorio chileno (Delpino y Bermudez 1994, Polanco 2003, Melnick
et al. 2006). En el flanco suroeste también se observa un grupo de derrames lávicos,
denominados lavas Malla-Malla, surgidos a partir de una serie de centro alineados N50ºE, los
cuales se extienden por 5 km hacia el valle del río Lomín cubriendo el flujo principal (Melnick et
al. 2006). En territorio argentino los flujos lávicos más importantes nacen de una fisura N77ºE
de 1,2 km de longitud ubicada en el flanco oriental, y recorren hasta 5 km encausándose en el
valle del arroyo Chancho-Co con espesores aproximados entre 3 y 5 m y anchos de hasta 25 m
(Delpino y Bermudez 1994, Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli 2011a). Durante su recorrido
se ven afectados por fallas normales que también funcionaron como centros de emisión
(Folguera y Ramos 2000). Al sur de la fisura principal anterior, y sobre los depósitos del cuerpo
sin-glacial, surgen dos pequeñas coladas de 2-3 m de espesor y 600-800 m de longitud, a partir
de dos centros de emisión alineados E-O (Delpino y Bermudez 1993, Melnick et al. 2006). Por
último, al menos dos flujos de lava de 3-5 m y 850 m de longitud de espesor nacen en un centro
de emisión al norte del cráter activo (Melnick et al. 2006).
Han sido reconocidos depósitos de flujo piroclásticos de hasta 2 m de espesor hasta 14
km alrededor del volcán Copahue, principalmente en el valle del rio Llai y dentro de la caldera
del Agrio, en territorios chileno y argentino respectivamente (Polanco et al. 2000, Polanco
2003), los cuales son analizados y discutidos en la presente contribución. Los primeros arrojaron
edades de radiocarbono que van desde los 2880 ± 50 a los 2280 ± 50 años AP, mientras que
Alejandro D. Báez (2015)
18 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
aquellos ubicados dentro de la caldera del Agrio arrojaron edades de 8770 ± 70 y 5910 ± 50 años
AP (Cecioni et al. 2000 en Melnick et al. 2006, Polanco et al. 2000, Polanco 2003). Por su parte,
Petrinovic (2008) menciona la existencia de otro depósito de oleadas piroclásticas en el flanco
oriental del volcán, el cual habrían sobrepasado la ubicación de la villa Caviahue, y sería
correlacionable a estos últimos. Por último, Melnick et al. 2006 también mencionan un pequeño
depósito de bloques y cenizas (block and ash) de 1-2 m de espesor en el flanco sureste del
volcán.
Los depósitos de lahares post-glaciares se han reconocido en el tramo superior del río
Agrio, y se habrían generado a partir del cráter activo, siguiendo un curso similar a los
producidos en épocas históricas (Delpino y Bermudez 1994).
2.3.4 Actividad Histórica: En el volcán Copahue han sido reportadas 13 erupciones para
los últimos 265 años, generalmente de baja magnitud y de carácter freático y freatomagmático:
1750, 1759, 1867, 1937, 1944, 1960, 1961, 1992, 1993, 1994, 1995, 2000 y 2012-2014 (Delpino
y Bermúdez 1993, Petit-Breuilh 1996, Martini et al. 1997, Varekamp et al. 2001, Delpino y
Bermúdez 2002, Polanco 2003, Naranjo y Polanco 2004, Caselli et al. 2014a, Petrinovic et al.
2014b, entre otros). Con excepción de las producidas en las últimas décadas, estas erupciones no
han sido descriptas exhaustivamente debido, en gran medida, a la falta de población fija en la
zona para esos años. Para la erupción de 1961 existen menciones orales y documentos
fotográficos de por lo menos dos explosiones freáticas que generaron columnas de vapor y otros
gases (Delpino y Bermudez 1993, Polanco 2003). Recientemente, Petrinovic et al. (2014a)
reinterpretan depósitos descriptos como lahares generados en el año 1992, y los asignan a
depósitos producidos por flujos piroclásticos densos que podrían corresponder a esta erupción,
cuya descripción e interpretación representa uno de los ejes de este trabajo.
El ciclo eruptivo producido en la primera mitad de la década de 1990 se caracterizó por
eventos freáticos y freatomagmáticos de mediana a baja intensidad (VEI < 2) con producción de
caída de cenizas, oleadas piroclasticas y lahares (Delpino y Bermudez 1993,1994, 2002, Sruoga
y Consoli 2011a). Este comenzó entre julio y agosto de 1992 con un incremento de la actividad
fumarólica, varias explosiones freáticas y freatomagmáticas con columnas eruptivas de entre 100
y 700 m (aunque llegaron a alcanzar los 1400 m), dispersión de tefras hasta 20 km de distancia,
caída de bloques y bombas hasta 1 km, generación de lahares, emisión de gases e intensa
actividad sísmica (GVP 1992, Delpino y Bermudez 1993, 1994). El material movilizado por la
dispersión de la columna eruptiva estuvo compuesto por fragmentos sub-redondeados de azufre
piroclástico gris verdoso, fragmentos líticos volcánicos frescos con formas angulosas y
Alejandro D. Báez (2015)
19 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
vesiculares, y fragmentos sub-redondeados y polvo de color blanco, ambos compuestos por SiO2
(Delpino y Bermudez 1993). Al menos cinco lahares se generaron en el primer mes de erupción,
dos en el cauce del río Agrio de 1 y 4 km de longitud, uno hacia las nacientes del río Lomín de
3,5 km de longitud y dos pequeños en el flanco sur de no más de 150 m (Delpino y Bermudez
1993, 1994, Polanco 2003). Con excepción de estos últimos, los lahares presentaban una
coloración gris clara a gris oscura y consistían en una mezcla de hielo, nieve y fragmentos
sólidos composicionalmente similares al material expulsado en la columna eruptiva, con el
agregado de bloques de hasta 3m3 (Delpino y Bermudez 1993). El lahar principal, de 4 km de
largo, consistió en una corriente concentrada con bordes lobulados y canales centrales
entrelazados con un espesor de 0,5-1 m y un ancho de 10-50 m, que se desplazó sobre la nieve y
el hielo, en primera instancia por el cauce del río Agrio para luego apartarse e ingresar a un
afluente del mismo (Delpino y Bermudez 1993). Luego de estos primeros meses, continuó la
actividad fumarólica con variadas intensidades y explosiones aisladas, dándose explosiones
mayores en noviembre de 1993, diciembre de 1994 y septiembre de 1995 (Delpino y Bermudez
1993, 1994, Varekamp et al. 2001, Polanco 2003).
El día 1 de julio del año 2000 comenzó una nueva erupción de mayor duración y
magnitud (VEI 1-2), caracterizada por erupciones freáticas y freatomagmáticas seguidas de
actividad típicamente estromboliana y una consecuente desaparición total de la laguna cratérica,
representando un cambio importante en el estilo eruptivo observado históricamente (GVP 2000,
Delpino y Bermudez 2002, Naranjo y Polanco 2004). Durante los primeros cinco días las
explosiones freáticas y freatomagmáticas generaron columnas eruptivas de hasta 2000 m de
altura sobre el cráter, que se dispersaron hasta 100 km al E y al SE, afectando la localidad de
Caviahue con espesores de tefra de 3-5 cm (Delpino y Bermudez 2002, Naranjo y Polanco
2004). Además se generaron oleadas piroclásticas basales hacia el E y el N, lahares de 3,5 m de
altura dispersados hasta 2 km en el curso superior del río Agrio que dieron lugar a crecidas aguas
abajo, crecidas y acidificación en las nacientes del arroyo Dulce, y una importante actividad
sísmica (Delpino y Bermudez 2002, Naranjo y Polanco 2004). A partir del 6 de julio la erupción
tomó un estilo típicamente estromboliano con emisión de material incandescente siguiendo
trayectorias balísticas hasta 1-1,5 km del cráter, con columnas eruptivas de entre 200 m y 3000
m que de dispersaron un máximo de 200-250 km principalmente al NE, E y SE, y con emisión
de nubes de gases que se desplazaron unos 10 km por el valle del río Agrio (Delpino y Bermudez
2002, Naranjo y Polanco 2004). A principios del mes de octubre la magnitud eruptiva había
descendido considerablemente, con el establecimiento de una intensa actividad fumarólica con
Alejandro D. Báez (2015)
20 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
emisión de nubes blancas principalmente de vapor de agua, y la restitución de la laguna cratérica
(Delpino y Bermudez 2002).
Durante el año 2004 se produjo un fenómeno de anomalía térmica en el volcán,
caracterizado por un marcado descenso de la temperatura de la laguna cratérica, llegando a
congelarse el 80% de su superficie, producto de la generación de un sello en las fracturas que
alimentan a la misma, debido probablemente a la acumulación de minerales secundarios, lo que
impidió el ascenso de fluidos y por lo tanto la emisión de flujo calórico (Agusto et al. 2011,
2012). Este fenómeno podría corresponder a un comportamiento cíclico asociado a erupciones
freáticas anteriores (Caselli et al. 2005), aunque en dicha oportunidad no llegó a producirse este
tipo de actividad. Posteriormente, durante el periodo 2004-2007, el volcán presentó una intensa
desgasificación con la consecuente deformación subsidente del aparato volcánico de
aproximadamente 2 cm/año (Velez et al. 2014). Luego del terremoto del Maule (Mw 8,8),
ocurrido el 27 de febrero del año 2010 en el centro de Chile, a poco más de 250 km al noroeste
de la zona de estudio, el volcán Copahue comenzó a mostrar un incremento significativo en la
actividad sísmica (Forte et al. 2012 en GVP 2013, Caselli et al. 2014a), seguido en el año 2011
por un aumento del flujo gaseoso del cráter, un aumento de la temperatura de la laguna cratérica
y de los manantiales de los flancos, y un hinchamiento progresivo y rápido del edificio
volcánico, con un máximo en el flanco noreste de 5 cm en seis meses, entre octubre del 2011 y
abril del 2012 (Caselli et al. 2014a, Velez et al. 2014).
Esta actividad anómala desarrollada en el periodo 2010-2012 culminó con el ciclo
eruptivo más reciente del volcán Copahue, iniciado el día 19 de julio del 2012, con una erupción
freatomagmática que generó una pequeña pluma de 18 km de longitud hacia el E-SE (GVP 2013,
Caselli et al. 2014a, Caselli et al. 2015a). El material piroclástico emitido durante este pulso
inicial se compuso principalmente de partículas de azufre piroclástico gris-verdosas a gris-
amarillentas y en menor medida trizas vítreas, fragmentos pumíceos, fragmentos escoriáceos y
fragmentos líticos accesorios-accidentales (Agusto et al. 2014, Caselli et al. 2014b, Caselli et al.
2015a). En cercanías del cráter se observó la emisión de trozos de sedimentitas del fondo de la
laguna, cementados por azufre y con derrames de este material en su superficie (Agusto et al.
2014). En los meses siguientes se observó un marcado descenso en el nivel de agua de la laguna
cratérica junto con procesos de violentos burbujeos de hasta 1-2 m de altura en la misma (Caselli
et al. 2014a, Caselli et al. 2015a).
El día 22 de diciembre del 2012 se produjo el evento principal del ciclo, caracterizado por
una fuerte erupción (VEI < 2) que pasó en pocas horas de un estilo freatomagmático a uno
típicamente magmático de tipo estromboliano, arrojando un volumen total de material de 0,005
Alejandro D. Báez (2015)
21 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
km3 (GVP 2013, Caselli et al. 2014a, Petrinovic et al. 2014b, Caselli et al. 2015a). El mismo
comenzó con una manifestación freática que emitió una columna blanca de vapor de 800 m de
altura sobre el cráter, la cual se recostó hacia el SE (Caselli et al. 2014a, Caselli et al. 2015a).
Poco menos de una hora después comenzó la fase freatomagmática, con la formación de una
columna moderadamente convectiva de color gris oscuro de entre 2000-3000 m de altura, que se
desplazó hacia el SE, acompañada por la eyección de material incandescente con trayectoria
balística y una importante emisión de SO2 (Caselli et al. 2014a, Petrinovic et al. 2014b, Caselli
et al. 2015a). Durante esta fase se produjeron varios flujos piroclásticos, probablemente
correspondientes a oleadas basales, que emergieron por el borde oriental del cráter y fluyeron por
el valle del río Agrio superior (Caselli et al. 2014a, Caselli et al. 2015a). Luego de unas 6 horas
de erupción comenzó a observarse una importante incandescencia en la columna eruptiva debido
a la combustión de gases emitidos junto al material piroclástico, probablemente en ausencia de
agua, indicando la transición hacia un estilo puramente magmático de tipo estromboliano
(Caselli et al. 2014a, Caselli et al. 2015a). El material balístico emitido se conformó por bombas
juveniles y bloques que se proyectaron hasta 1,5-2 km del cráter (Caselli et al. 2014b, Petrinovic
et al. 2014b, Caselli et al. 2015a).
En los meses posteriores a este evento principal, se mantuvo una intensa actividad
fumarólica con una columna pequeña de color blanco, y explosiones ocasionales de pequeña
magnitud. La deformación y la sismicidad también continuaron, incluso llevando a la evacuación
de las poblaciones cercanas en ambos países, a fines de mayo del año 2013, debido a que el
aumento considerable de la actividad sísmica hacia presumir la ocurrencia de un evento de
mayor intensidad (Caselli et al. 2014a, Velez et al. 2014). En octubre del 2014 se produjeron
nuevas explosiones, lo que evidencia la continuidad del ciclo eruptivo, incluso hasta el año 2015.
2.4 Sistema Magmático-Hidrotermal
El sistema magmático-hidrotermal del CVCC está definido como un Sistema Dominado
por Gases, lo que implica una fuerte entrada de gases volcánicos, un bajo grado de
neutralización, un corto tiempo de residencia de los fluidos y una matriz rocosa altamente
alterada debido a la interacción agua-roca (Varekamp et al. 2000). Este ha sido el foco de
diversos estudios debido a su potencial geotérmico (Dellapé y Pando 1975, Jurío 1977, Panarello
et al. 1988, JICA 1992, Sierra et al. 1992, Mas et al. 2000, Panarello 2002), aunque estudiar su
funcionamiento también es una herramienta para comprender el comportamiento del sistema
volcánico.
Alejandro D. Báez (2015)
22 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
El sistema magmático-hidrotermal puede ser dividido en dos sub-sistemas (Fig. 7): (1)
Uno representado por el sistema magmático-hidrotermal propiamente dicho, ubicado en el
edificio volcánico y representado superficialmente por la laguna cratérica y las dos vertientes
ácidas que surgen del flanco oriental y forman el río Agrio superior, y (2) otro hidrotermal
correspondiente a las distintas áreas geotermales ubicadas en las inmediaciones de la localidad
de Copahue. El primero recibe directamente los fluidos ricos en gases ácidos (SO2, HCl y HF)
del reservorio magmático-hidrotermal localizado en el conducto volcánico principal (Varekamp
et al. 2004), mientras que el segundo está alimentado por un acuífero ubicado alrededor del
volcán donde los gases ácidos que forman parte de los fluidos magmáticos provenientes del
cuerpo magmático subyacente son disueltos, mientras las especies de gases reducidos (H2, H2S,
CO y CH4 e hidrocarburos livianos) se generan (Agusto et al. 2013). Para mejorar su
identificación y facilitar su análisis, Agusto (2011) clasificó a las aguas superficiales de estos dos
sub-sistemas como aguas del sistema volcánico-hidrológico (SVH) y aguas calentadas por vapor
(ACV), respectivamente.
La laguna cratérica del volcán Copahue posee un diámetro de 250 metros y una
profundidad de 40 m aproximadamente, y es alimentada por el agua de deshielo proveniente del
glaciar ubicado en el borde noroeste del cráter. Su superficie presenta un aspecto turbio, con una
coloración que va de verde oscuro a gris, y con esférulas de azufre nativo de color amarillo
flotando y acumuladas en la orilla (Varekamp et al. 2001, Agusto et al. 2012). La interacción
con los fluidos magmáticos genera que las aguas sean ácidas, con valores de pH entre 0,3 y 0,8,
y que alcancen normalmente temperaturas en superficie de entre 21 y 54ºC (Varekamp et al.
2001, Caselli et al. 2005, 2006, Agusto et al. 2012).
Figura 7: Sistema Magmático-Hidrotermal del CVCC (modificado de Agusto et al. 2013).
Alejandro D. Báez (2015)
23 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Unos 100 m por debajo del cráter, sobre el flanco oriental, emanan dos vertientes con
valores de pH de entre 1 y 2, y temperaturas variables entre 50 y 80ºC, las cuales confluyen unos
500 m aguas abajo para formar las nacientes del río Agrio superior (Varekamp et al. 2001, 2009,
Caselli et al. 2005, Agusto et al. 2012). Las variaciones composicionales, tanto de la laguna
cratérica como de las vertientes, están dadas por la proporción en la entrada y en la mezcla en
profundidad entre los fluidos magmáticos-hidrotermales profundos y las aguas meteóricas
(Varekamp et al. 2001). A pesar de estar alimentadas por los mismos fluidos, las vertientes
poseen mayores concentraciones de elementos formadores de roca (Ca, Na, Mg, K, Al y Fe) que
la laguna cratérica, debido a que tienen una mayor interacción con las rocas por donde circulan
(Ouimette 2000 en Varekamp et al. 2001). Esta interacción genera un importante proceso de
disolución que resulta en un gran volumen de espacio vacío (20.000-25.000 m3/año), el cual es
rellenado principalmente por la acumulación de azufre líquido y sílice (Varekamp et al. 2001).
El río Agrio superior está alimentado directamente por las vertientes ácidas del flanco
oriental del edificio volcánico, por lo que en su naciente tiene composiciones y salinidades
similares (Caselli et al. 2006). A medida que avanza hasta su desembocadura en el Lago
Caviahue, unos 12 km aguas abajo, muestra un importante descenso en la salinidad debido al
ingreso de varios tributarios menores provenientes de aguas de deshielo, y un moderado
incremento de pH desde 1,5 a 2,7 (Agusto et al. 2011). El lago Caviahue, además de absorber el
fuerte aporte de aguas mineralizadas del rio Agrio superior, recibe varios tributarios compuestos
con aguas puramente de deshielo, como el rio Dulce, cuya mezcla diluye considerablemente la
acidez y las concentración de minerales (Varekamp et al. 2001, Agusto et al. 2011). El mismo
está caracterizado por rasgos físico-químicos homogéneos a diferentes profundidades,
presentando un pH promedio de 3,12 (Tassi et al. 2007). El rio Agrio inferior representa el único
efluente de este cuerpo de agua y se ve influenciado por las aguas mineralizadas del Agrio
superior hasta por lo menos 80 km aguas abajo de su naciente (Agusto et al. 2012).
El sistema hidrotermal aflora en cinco áreas con emisión de fluidos geotermales ubicadas
al norte-noreste del edificio volcánico: Las Máquinas, Las Maquinitas, Termas de Copahue,
Anfiteatro y Chancho-Co, esta última en territorio chileno (Fig. 8). Estas descargas consisten en
aguas termales burbujeantes (boiling-bubbling y mud pools) con temperaturas de hasta 96ºC, y
fumarolas con temperaturas de salida de hasta 160ºC (Agusto et al. 2011, 2013). Algunas de
estas son utilizadas como complejos de balneoterapia, de gran interés turístico, incluso
ubicándose la localidad de Copahue y su centro de baños termales sobre una de ellas.
Alejandro D. Báez (2015)
24 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
2.5 Controles Estructurales
Los controles estructurales que afectaron la evolución del CVCC, y sus expresiones
superficiales, han sido bien estudiados en las últimas décadas (Folguera y Ramos 2000, Folguera
et al. 2004, Melnick et al. 2006, Rojas Vera et al. 2009, entre otros) y sus características
principales son resumidas a continuación (Fig. 5).
La caldera del Agrio, descripta originalmente por Groeber (1921), se formó durante el
Plioceno en la parte central del lineamiento Callaqui-Copahue-Mandolegüe. González Ferrán
(1994) propuso una génesis volcánica para la misma, aunque las calderas con ese origen son
generalmente circulares a elípticas. Estudios posteriores llegaron a la conclusión de que su
génesis está más relacionada a controles estructurales, definiéndola como una cuenca de pull-
apart limitada por dos juegos de fallas, N70ºO y N30ºE, que acomodan desplazamientos
dextrales, en contacto con dos zonas de fallas regionales mayores, el sistema de fallas Copahue-
Antiñir y el sistema de fallas Liquiñe-Ofqui (Folguera y Ramos 2000, Melnick y Folguera 2001,
Melnick et al. 2006).
En el interior de la caldera se observa un patrón de fallas normales de rumbo ONO que
forman los denominados grábenes de Caviahue y de Trolope (Folguera et al. 2004). Los ejes de
extensión de ambos son compatibles con la apertura los de la estructura de pull-apart, por lo que
su génesis respondería a una reactivación de esta última (Melnick et al. 2006). Estas estructuras
afectan el flanco sur del edificio volcánico del Copahue, indicando la actividad de las mismas
por lo menos hasta el Pleistoceno (Rojas Vera et al. 2009). El lago Caviahue presenta una
morfología de herradura con dos grandes brazos E-O de 4-5 km x 1 km, separados por una
elevación de 1 km de ancho, como consecuencia del control ejercido por las fallas normales del
Figura 8: Áreas geotermales del sistema hidrotermal asociado al volcán Copahue.
Alejandro D. Báez (2015)
25 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
graben de Caviahue, que forma una estructura de horst y graben (Folguera et al. 2004). Además
estas fallas cortan a la pared oriental de la caldera, a la secuencia Las Mellizas y a las andesitas
de la base del volcán Copahue, y controlan el emplazamiento de los centros eruptivos alineados
de pillow lavas sin-glaciares del Pleistoceno tardío (Melnick et al. 2006). La parte norte de la
caldera está caracterizado por una depresión elongada que corresponde al graben de Trolope,
conformado por fallas normales que generan una estructura de hemi-graben, con una falla
principal E-O que buza hacia el norte y que presenta un rechazo mínimo de 200 m (falla
Trolope), y fallas secundarias a lo largo del borde norte y el piso de la caldera (Melnick et al.
2006). Las fallas correspondientes a esta estructura ponen en contacto las lavas inferiores de la
secuencia Las Mellizas con las ignimbritas de la misma unidad, las brechas volcánicas de la
Formación Cola de Zorro y las andesitas de las Lavas Trolope, y controlaron el desplazamiento
de estas últimas (Melnick et al. 2006).
Un rasgo estructural que se mantiene activo desde el Pleistoceno es el plegamiento
elongado en dirección N60ºE conocido como cerro Chancho-Có, ubicado en el noroeste de la
caldera. Su origen tendría un control principalmente tectónico- estructural (Folguera y Ramos
2000) y está formado por dos anticlinales generados por fallas inversas principales de rumbo
N60ºE y vergencia hacia el SE (Melnick et al. 2006). El principal quiebre topográfico dentro de
esta estructura coincide con la falla Copahue, un cabalgamiento que levanta unidades pliocenas
sobre depósitos cuaternarios coluviales y fluviales (Folguera y Ramos 2000, Rojas Vera et al.
2009). A lo largo del eje de la estructura compresiva principal, y orientadas ligeramente oblicuas
al mismo, se observan fallas extensionales de varios kilómetros de largo con rechazos de hasta 3
m y grietas abiertas de decenas de metros de longitud y hasta 15 m de profundidad (Folguera y
Ramos 2000, Melnick et al. 2006). Las fuertes manifestaciones superficiales de actividad
geotermal que se observan en esta zona se encuentran sobre pequeñas depresiones semicirculares
a romboédricas con contornos lineales, limitadas por fallas normales, que en conjunto forman un
arreglo en echelón (Folguera y Ramos 2000, Melnick et al. 2006). Las fallas inversas de la
estructura principal presentan un movimiento oblicuo transpresional dextral, consistente este
arreglo en echelón y con la tendencia ligeramente oblicua de las fallas extensionales y las grietas
abiertas.
Los controles estructurales también tuvieron, y aún tienen, una fuerte injerencia en el
magmatismo regional. Las efusiones volcánicas a escala regional estuvieron regidas por la
actividad del lineamiento Callaqui-Copahue-Mandolegüe, mientras que a una escala menor, el
control estuvo dado por las estructuras locales, sus geometrías y cinemáticas, y su interacción
con los sistemas de fallas regionales.
Alejandro D. Báez (2015)
26 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Los dos domos riolíticos del complejo tienen un claro control estructural ya que están
emplazados en la intersección entre estructuras regionales y locales: El domo Bayo en el cruce
del sistema Copahue-Antiñir y las fallas normales del norte de la caldera, y el domo Pucón
Mahuida, en el cruce entre las fallas del borde sur y la falla Lomín (Melnick et al. 2006). Ambos
están emplazados en el borde de la caldera, donde el campo de esfuerzos cambia de regional a
local, y están limitados por una falla regional, lo que generaría un ajuste estructural que
probablemente habría influenciado en la generación de un espacio abierto y apto para el ascenso
de este magmatismo ácido (Melnick et al. 2006).
El fuerte control estructural del magmatismo durante el desarrollo del volcán Copahue
propiamente dicho, se pone de manifiesto por la migración de sus centros de emisión desde una
posición central a fisuras laterales, las escarpas ubicadas en el flanco noroeste, la alineación de
bocas de emisión en la cima y fuera del edificio principal, y la consecuente elongación SO-NE
del mismo, concordante con la zona de transferencia Callaqui-Copahue-Mandolegüe (Folguera y
Ramos 2000, Polanco 2003, Melnick et al. 2006, Sruoga y Consoli 2011a).
3. ANÁLISIS DE LOS DEPÓSITOS POST-GLACIARES
A continuación se lleva a cabo el análisis de las unidades y productos post-glaciares del
flanco oriental del volcán Copahue, discriminándolos a partir de los fenómenos formadores, y
haciendo hincapié en aquellos que posean una importancia mayor en la asignación del riesgo
volcánico en la región.
3.1 Coladas de lavas
El magma no fragmentado, denominado lava, tiende a fluir como flujos de lava o coladas.
El desarrollo areal de los mismos depende principalmente de la tasa de efusión de la lava, de las
propiedades físicas de la misma, como la densidad y la viscosidad, dadas por su composición, y
de la topografía del terreno por el que fluye (Kilburn 2000, entre otros). Teniendo en cuenta
estos factores, pueden desplazarse con velocidades de avance que varían considerablemente
desde unos pocos metros, como ocurre con las lavas riolíticas, hasta incluso varios kilómetros
por hora, en el caso de flujos basálticos que se desplazan en altas pendientes (Tilling 1989).
Los flujos de lava alcanzan velocidades relativamente bajas respecto a otros fenómenos
volcánicos, como los explosivos que están asociados a la fragmentación del magma (por
ejemplo, flujos piroclásticos, ver abajo), y su recorrido puede ser estimado conociendo el centro
Alejandro D. Báez (2015)
27 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
de emisión, por lo que generalmente no representa un riesgo de muerte inmediata, a corto plazo,
para la población cercana. Sin embargo, salvo en casos aislados, la posibilidad de modificar el
curso de los mismos es muy baja, por lo que toda infraestructura que se encuentre sobre el
posible trayecto de un flujo de lava corre un riesgo muy alto de ser destruida. Además, asociado
a este fenómeno pueden producirse incendios, lahares e inundaciones que afectan áreas mucho
mayores de las esperadas.
Como ya fue mencionado, el volcán Copahue presenta una serie de flujos lávicos post-
glaciares (Fig. 9a), sin embargo este fenómeno no ha sido observado en erupciones históricas.
Los mismos presentan similitudes significativas, ya que todos se tratan de flujos andesíticos-
basálticos de tipo aa y en bloque, emitidos a partir de fisuras en los flancos del edificio volcánico
(Delpino y Bermudez 1994, Polanco 2003, Melnick et al. 2006). Solo el flujo más extenso, que
alcanza unos 18-20 km de largo sobre el valle del rio Lomín, podría haber surgido de un cráter
inactivo (actualmente) ubicado al suroeste del actual cráter activo (Melnick et al. 2006).
Figura 9: a) Flujos lávicos post-glaciares del volcán Copahue. b) Características de campo de la Colada de
Chancho-Co. c) Imagen panorámica de la Colada de Chancho-Co tomada desde el Cerro homónimo.
Alejandro D. Báez (2015)
28 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Debido a la importancia que adquiere conocer las características composicionales de una
lava para estimar la magnitud del desplazamiento de posibles flujos futuros, se caracterizó un
corte delgado correspondiente a una muestra perteneciente a la colada más extensa ubicada en
territorio argentino, la cual fue emitida de una fisura del flanco oriental y recorre unos 5 km
hacia el norte encausándose en el valle del arroyo Chancho-Co (Fig. 9a, b y c).
Se trata de una roca hipocristalina que presenta una textura porfírica a glomeroporfírica
con fenocristales de plagioclasas, clinopiroxenos, olivinos y escaso ortopiroxeno, en una pasta
afanítica. A escala microscópica la pasta presenta una textura hialopilítica compuesta por vidrio
y microlitos de plagioclasa, clinopiroxeno y olivino (Fig. 10a). Los fenocristales de plagioclasas
son los más abundantes (80%) y los de mayor tamaño, alcanzado incluso los 3 mm. Presentan
formas euhedrales, maclas polisintéticas, y una marcada zonación (Fig. 10b). En algunos casos
se observan inclusiones de microlitos máficos dentro de las mismas (Fig. 10c). Los
clinoporixenos (15%) son de un tamaño menor, con formas euhedrales a subhedrales y maclas
simples (carlsbad) y polisintéticas (Fig. 10d). El olivino (4%) muestra formas euhedrales y es el
mafito de menor tamaño (<500µm). Los ortopiroxenos son escasos (1%) y muestran coronas de
clinopiroxeno e inclusiones de olivinos (Fig. 10e). Un rasgo distintivo son los abundantes
glomérulos de plagioclasa, clinopiroxeno y olivino, y de clinopiroxeno y olivino (Fig. 10f).
Figura 10: Fotomicrografías de la muestra de la colada de Chancho-Co. a) Textura hialopilítica con fenocristales
de plagioclasa, clinopiroxeno y olivino. b) Fenocristales de plagioclasa con zonación composicional. c) Inclusión
de máficos en fenocristales de plagioclasas. d) Clinopiroxeno euhedral con maclas polisintéticas. e)
Ortopiroxeno con corona de clinopiroxeno. f) Glomérulo de clinopiroxenos y olivinos.
Alejandro D. Báez (2015)
29 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
3.2 Depósitos de flujos piroclásticos
Las corrientes de densidad piroclásticas son mezclas no homogéneas de partículas
volcánicas y gases que fluyen en función de su densidad relativa al medio circundante
(generalmente la atmosfera) y por la fuerza de la gravedad de la tierra (Branney y Kokelaar
2002). Estos pueden originarse por el colapso de la parte inferior de una columna eruptiva, por
erupciones dirigidas lateralmente (blast), a partir de avalanchas calientes generadas por colapsos
de domos lávicos, o a partir de explosiones hidromagmáticas. Se reconocen dos miembros
finales de corrientes de densidad piroclástica, las diluidas, denominadas oleadas o “surges”
piroclásticos, y las concentradas, denominadas flujos piroclásticos densos (Wilson y Houghton
2000). Estas representan uno de los fenómenos volcánicos más peligrosos debido a sus elevadas
temperaturas, de entre 100º y 800º, sus altas velocidades de desplazamiento, que alcanzan en
algunos casos más de 100 km/h, y su enorme alcance, que puede llegar incluso a distancias
mayores a 100 Km (Tilling 1989).
Como ya fue mencionado, durante la evolución del volcán Copahue fue recurrente la
generación de corrientes piroclásticas, generalmente representadas por oleadas piroclásticas que
se encausaron en las nacientes del río Agrio sin tener un gran alcance. Pequeñas oleadas
piroclásticas basales cercanas al cráter también fueron registradas en erupciones históricas
(Delpino y Bermudez 2002, Naranjo y Polanco 2004, Caselli et al. 2014a, Caselli et al. 2015a,
Fig. 11). Sin embargo, existe un depósito descripto por Polanco (2003) como producto de un
flujo piroclástico denso de 8770 ± 70 AP (Holoceno) que habría alcanzado unos 12 km hacia el
este, depositándose dentro de la caldera del Agrio, y cuyo posible origen será analizado en el
presente apartado. Dicho autor lo incluyó dentro de una unidad denominada Depósitos
Piroclásticos Copahue, junto con otros cinco depósitos descriptos por el mismo como flujos
piroclásticos cineríticos menores a 2 m de espesor, matriz soportados, y con intercalaciones de
depósitos de caída. Este merece una revisión detallada ya que una interpretación equivocada del
mismo podría generar importantes controversias a la hora de asignar el riesgo en la zona y llevar
a cabo los planes de contingencia ante inminentes erupciones.
Para el estudio de dicho depósito se realizó un análisis en el sector datado por Polanco
(2003), ubicado al norte del lago Caviahue (Fig. 12a y b). Allí se realizó un perfil (Fig. 12c) a
partir del cual se tomaron muestras representativas para su posterior análisis en el gabinete y en
el laboratorio. En función de la correlación de éste con el perfil presentado por Polanco (2003),
se detectaron los bancos correspondientes a los depósitos descriptos como flujos piroclásticos,
denominados AC5 y AC9. De abajo hacia arriba la sección comienza con conglomerados clasto
sostén de origen fluvial seguidos por depósitos lacustres, por encima de los cuales se ubica el
Alejandro D. Báez (2015)
30 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 12: a) Ubicación del área analizada (círculo rojo). b) Fotografía del área analizada. Al fondo (nevado) puede
observarse el volcán Copahue. c) Perfil levantado en el área de estudio. Los bancos AC5 y AC9 corresponden a los
depósitos analizados.
Figura 11: Depósitos de oleadas piroclásticas holocenas ubicadas en el flanco este.
Alejandro D. Báez (2015)
31 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
primer depósito de interés (AC5). Continúan depósitos fluvio/lacustres seguidos por un banco de
caída de tefra de unos 25 cm, coronando la sección con el segundo depósito de interés (AC9).
Ambos bancos analizados se presentan como depósitos sin consolidar que muestran un aspecto
masivo sin evidencias de estructuras de flujo. Los mismos se componen en un porcentaje muy
alto de material fino, que tiende a aglutinarse formando agregados de mayor tamaño, por lo que
su análisis granulométrico detallado no fue llevado a cabo por medio del tamizado. Debido a esto
se decidió realizarlo por medio de un analizador de tamaño de partículas por difracción laser,
cuyos resultados están en proceso y serán presentados en contribuciones futuras.
La muestra AC5, estratigráficamente inferior, se compone en gran medida por el material
fino de color grisáceo, junto a algunos fragmentos de color blanco aislados, y otros líticos (Fig.
13a). Los fragmentos grisáceos corresponden en gran parte a material vítreo de composición
ácida, con porcentajes de SiO2 que varían entre 66-72%, junto con argilominerales de tamaño
muy fino y cristales de plagioclasas (Fig. 13b y c). Los fragmentos blancos están conformados
por fragmentos vítreos, aparentemente de mayor tamaño, con un fuerte grado de alteración (Fig.
13d). Intercalado en este depósito de manera transicional se encuentra un banco de color blanco,
menor a 5 cm, compuesto mayoritariamente por fragmentos vítreos muy alterados, similares a
los anteriores.
La muestra AC9, en la parte superior del perfil, se compone principalmente por
agregados de material fino de color castaño, con menor proporción de fragmentos vítreos,
cristales de plagioclasas y piroxenos, fragmentos blancos de apariencia similar a los observados
en AC5, y otros líticos (Fig. 13e). El material fino que compone los agregados corresponde
principalmente a argilominerales ricos en Fe probablemente producto de la alteración del
material vítreo (Fig. 13f). Las trizas vítreas macroscópicas son de color negro y poseen tamaños
menores a 1 mm (Fig. 13g) y composiciones intermedias a ácidas (64-65% SiO2). Los
fragmentos blancos están compuestos por fragmentos vítreos completamente alterados a
esmectitas y óxidos de Fe-Ti (Fig. 13h e i).
Además del estudio composicional, se llevaron a cabo análisis adicionales para una mejor
caracterización de los depósitos. En primer lugar, se les realizó la determinación del contenido
de materia orgánica por medio del método de calcinación. Los resultados del mismo arrojaron
que la muestra AC5 posee un 8,20% de materia orgánica, mientras que la AC9 un 11,65 %,
valores medios y altos respectivamente, para ambientes volcánicos. A su vez, se observó el
material de ambas muestras bajo microscopio petrográfico por medio del método de grano
suelto, donde se logró constatar la presencia de diatomeas (Bacillariophyceae), microalgas
comunes de ambientes subácuos (Fig. 14).
Alejandro D. Báez (2015)
32 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 13: a) Fotografía de la muestra AC5 en fracción de 1Φ. b) y c) Imágenes de SEM de la muestra AC5
donde se pueden apreciar fragmentos vítreos y cristales, junto a un material muy fino correspondiente a
argilominerales. d) Imagen de SEM de los fragmentos blancos que componen la muestra AC5. e) Fotografía de
la muestra AC9 en fracción de 1Φ. f) y g) Imágenes de SEM de la muestra AC9, correspondientes al material
fino (argilominerales) y a las trizas vítreas, respectivamente. h) e i) Imagen SEM de los fragmentos blancos
presentes en la muestra AC9.
Figura 14: a) y b) Fotomicrografías de las muestras (AC5 y AC9 respectivamente) en grano suelto donde se
observa la presencia de diatomeas.
Alejandro D. Báez (2015)
33 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
La predominancia de material fino y el aspecto actual del depósito, junto con el alto
contenido de materia orgánica y la presencia de organismos subácuos, sumados a la ubicación
espacial y estratigráfica del depósito, lleva a proponer para el mismo un posible origen
sedimentario de ambiente lacustre con importante aporte de material volcaniclástico por
retrabajo de depósitos de caída. En este sentido, es muy probable que durante el fin de la última
glaciación, el lago Caviahue allá tenido una extensión mayor a la actual a causa del deshielo
masivo. Esto puede verse evidenciado en los terrenos relativamente llanos ubicados al oeste del
lago actual, donde se encuentra establecida la localidad de Caviahue, los cuales estarían
conformados por depósitos lacustres como indica el mapa geológico presentado por Melnick et
al. (2006). Estas mismas características se observan en un área ubicada al norte del lago con
alturas similares, y donde se encuentra la zona de muestreo. En la Figura 15 podemos observar
las cotas de 2, 5 y 10 m por encima del nivel de base del lago actual, donde se evidencian las
zonas que se inundarían ante un ascenso del mismo.
Figura 15: Zonas inundables ante un ascenso del nivel de base de 2, 5 y 10 m del lago Caviahue. El círculo blanco
indica el punto de muestreo.
Alejandro D. Báez (2015)
34 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
3.3 Depósitos laháricos
Los lahares son flujos densos formados por la mezcla de fragmentos de rocas de diversos
tamaños movilizados por agua, y que se originan en las pendientes de los volcanes (Crandell
1971). El material transportado puede provenir tanto de la tefra producida por la misma erupción
que lo desencadena, como del derrubio suelto en la ladera del volcán. Para que estos se generen
deben existir cuatro requisitos: (1) una fuente de agua importante, (2) material inconsolidado,
generalmente depósitos de flujos o de caída piroclástica, (3) pendientes pronunciadas, y (4) un
mecanismo que dispare el fenómeno (Vallance 2000). En general, este último requisito es
aportado durante una erupción, donde el material expulsado tiene una temperatura tal que genera
el derretimiento de un gran volumen de hielo y nieve existente en la cima del volcán, aportando
el agua y desencadenando el lahar (lahar primario). Además, durante las erupciones puede
producirse el descargo repentino de una laguna cratérica, aportando instantáneamente un gran
volumen de agua. En otros casos, el lahar puede desencadenarse luego de la erupción, o sin
relación alguna con un evento eruptivo, por ejemplo a raíz del aporte de grandes lluvias (lahar
secundario). Estos flujos son controlados por la topografía y suelen encausarse en las redes de
drenaje alcanzando grandes distancias, del orden de decenas de kilómetros, con velocidades
promedios de 50 km/h (Tilling 1989). Debido a esto, puede reconocerse los posibles caminos
que podría recorrer un lahar, sin embargo este puede llegar a superar barreras topográficas
importantes, y representa uno de los mayores peligros volcánicos por su velocidad y energía.
El volcán Copahue cuenta con glaciares permanentes en su cima, una importante
cobertura de nieve en época invernal, y una laguna cratérica, lo cual lo hace muy propenso a la
generación de lahares. Esto se evidencia en el tramo superior del rio Agrio, donde se observan
depósitos laháricos post-glaciares e históricos (Delpino y Bermudez 1994). Como ya fue
mencionado, durante las erupciones de los años 1992 y 2000 se produjeron lahares, lo cual
desencadenó crecidas aguas abajo, mientras que durante la erupción de diciembre del 2012 no se
produjo este fenómeno debido principalmente a la falta de cobertura nival en esa época del año.
Por lo tanto, la generación de lahares es un peligro volcánico relativamente normal en el volcán
Copahue, y su velocidad, energía, y alcance lo hacen altamente riesgoso. Sin embargo, para
poder lograr una correcta percepción del peligro es necesario caracterizar correctamente los
depósitos previos y diferenciarlos de aquellos producidos por otro tipo de procesos geológicos.
Con dicho fin, en el presente apartado se describirá un depósito ubicado en las nacientes
del río Agrio superior que genera controversias respecto a su origen. El depósito actualmente
alcanza unos 4,5-5 km de longitud con espesores máximos de hasta 60 cm, una distintiva
Alejandro D. Báez (2015)
35 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
coloración blancuzca a gris clara, y un aspecto masivo (Fig. 16a, b y c). El mismo fue descripto
originalmente por Delpino y Bermudez (1993) como producto del lahar generado el día 2 de
agosto de 1992, composicionalmente similar al material expulsado durante dicha erupción. Este
habría alcanzado unos 4 km de longitud, en primera instancia recorriendo el cauce del río Agrio,
Figura 16: a) Imagen satelital donde se aprecia el depósito del río Agrio superior analizado, y los puntos donde
se realizaron los perfiles (círculos rojos) b) y c) Fotografías del depósito en cuestión. d) Fotografía del depósito
análogo ubicado en las nacientes del río Lomín.
Alejandro D. Báez (2015)
36 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
para luego desviarse hacia un afluente del mismo. Según dichos autores, un lahar
composicionalmente similar habría avanzado 3,5 km hacia las nacientes del río Lomín (Fig.
16d). Recientemente, Petrinovic et al. (2014a) reinterpretaron este depósito como producto de
una Corriente de Densidad Piroclástica generada por el colapso inmediato de una columna
eruptiva de poca altura. Dichos autores obtuvieron a través de la datación 14C de arbustos que
habrían sido carbonizados por el paso del flujo, dos edades posibles, 1963-64 y 1976. Sin
embargo, teniendo en cuenta el registro eruptivo conocido del volcán Copahue, lo asignaron a la
erupción del año 1961.
Para una correcta interpretación de los procesos formadores se debe tener en cuenta que
el depósito observado actualmente posiblemente se encuentre retrabajado por los ciclos anuales
de acumulación de nieve y deshielo, a lo que se suma el hecho de que al producirse las
erupciones en invierno, el material probablemente se depositó sobre un manto de nieve,
sufriendo una re-depositación al momento del deshielo de la misma.
Para el estudio de este depósito se llevaron a cabo cuatro perfiles en distintas zonas del
mismo (Perfiles AG-A, AG-B, AG-C y AG-D) con la correspondiente toma de muestras para su
posterior análisis (Fig. 16a, 17). Cada una de las muestras fue descripta y caracterizada analizada
granulométrica y composicionalmente (Fig. 18 y 19).
El depósito, de aspecto masivo, se caracteriza principalmente por una selección pobre con
granulometrías que van desde ceniza fina a lapilli fina sin variaciones significativas en los
porcentajes de cada fracción (platicúrtica), pero generalmente con una preponderancia de ceniza
fina y muy fina, lo que genera asimetrías negativas en la distribución de frecuencias. Algunos
bancos de pocos centímetros, generalmente ubicados hacia la base, presentan un mayor
contenido de ceniza extremadamente fina, lo que se ve representado en una buena selección, una
asimetría muy negativa, y una distribución leptocúrtica.
Desde el punto de vista composicional se caracteriza por la presencia de partículas de
azufre piroclástico (20-35%) y fragmentos líticos de color blanco (20-40%), acompañados de
fragmentos vítreos (15-25%), otros líticos de origen volcánico (10-20%) y cristales (< 5%).
El azufre piroclástico (Fig. 19a), uno de los componentes más abundantes, presenta una
coloración gris verdosa con formas esféricas o globulares huecas, semejantes a material semi-
fundido. Además se observan porcentajes muy bajos (< 2%) de azufre elemental de un
característico color amarillo (Fig. 19b). Los líticos de color blanco (Fig. 19c y d) poseen un
aspecto arcilloso y formas sub-redondeadas a redondeadas. Estos representan los componentes
principales de las granulometrías más finas, formando un polvo que cubre el resto de las
partículas, y en facies de ceniza extremadamente fina su porcentaje asciende considerablemente.
Alejandro D. Báez (2015)
37 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 17: a) y b) Área de levantamiento del perfil AG-A. c) Perfil AG-B. d) Área de levantamiento del perfil
AG-C. e) Perfil AG-C. f) Área de levantamiento del perfil AG-D. g) Perfil AG-D.
Alejandro D. Báez (2015)
38 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 18: Caracterización granulométrica y composicional del depósito volcaniclástico del Agrio Superior. Se encuentran dividido por perfiles, y para cada muestra se presenta una fotografía, un gráfico de torta de los
componentes (referencias en el centro de la imagen), un histograma de frecuencia y una curva acumulativa.
Alejandro D. Báez (2015)
39 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Los análisis de EDS y difracción de rayos X realizados sobre los mismos concluyeron que se
componen prácticamente en su totalidad por variedades cristalinas de SiO2 (Tridimita +
Cristobalita + Cuarzo), con pequeños porcentajes de azufre. Los fragmentos juveniles vítreos
pueden dividirse en blocosos (Fig. 19e) y pumíceos (Fig. 19f). Los primeros presentan una
coloración negra, con una vesicularidad baja a moderada, y vesículas rellenas en parte por el
material que conforma los líticos blancos. Los pumíceos son de color castaño oscuro a negro y
presentan una vesicularidad moderada con vesículas alargadas dando una textura fluidal. El resto
de los líticos son de origen volcánico y se encuentran mayormente alterados (Fig. 19g), mientras
que los cristales encontrados corresponden principalmente a plagioclasas (Fig. 19h) y piroxenos
(Fig. 19i).
Sobre la superficie del depósito en cuestión se observa una cubierta de fragmentos líticos
de tamaños mayores a los presentes dentro del mismo, que van desde unos 1-2 cm hasta 20 cm.
Gran parte de ellos corresponden a fragmentos de un material arcilloso de color blanco a gris
claro con alta vesicularidad conformado por sílice amorfo (Fig. 20a y b), con crecimiento de
cristales microscópicos de yeso en su superficie (Fig. 20c). Otros fragmentos similares a estos,
Figura 19: Componentes del depósito volcaniclástico del Agrio Superior. a) Azufre piroclástico. b) Azufre
elemental. c) y d) Líticos de color blanco, fotografía bajo lupa y SEM, respectivamente. e) y f) Fragmentos
vítreos blocosos y pumíceos, respectivamente. g) Líticos volcánicos alterados. h) e i) Cristales de plagioclasas y
piroxenos, respectivamente.
Alejandro D. Báez (2015)
40 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
pero macroscópicamente masivos (Fig. 20d), también se conforman casi en su totalidad de sílice,
pero de variedades cristalinas (tridimita, cristobalita y cuarzo), y azufre nativo (Fig. 20e y f). Un
tercer tipo de fragmento presenta una coloración gris clara a rosa, y una vesicularidad moderada
(Fig. 20g y h). Estos probablemente correspondan a fragmentos volcánicos de pasta vítrea
altamente alterados. Las vesículas se encuentran rellenas por azufre y sílice amorfa (Fig. 20i).
Estos materiales, al igual que el azufre y los líticos blancos dentro del depósito anteriormente
descripto, parecen ser producto de la actividad generada en el sistema magmático-hidrotermal.
Respecto a la controversia en la edad del depósito, también se llevó a cabo una
comparación entre una foto aérea del año 1962 y una imagen satelital del año 2014 (Fig. 21a y
b). A partir de la misma se puede comprobar con claridad como en la foto más antigua no se
observa la presencia del depósito en cuestión, mientras que en la imagen satelital se distingue
claramente. Lo mismo se puede apreciar en las nacientes del río Lomín, en territorio chileno
(Fig. 21c y d). Por lo tanto, de la comparación visual de ambas imágenes se concluye que el
depósito es más joven que el año 1962.
Figura 20: Fotografías e imágenes SEM de los fragmentos líticos silíceos que recubren el depósito analizado. a),
b) y c) Fragmentos con alta vesicularidad: Fotografía general, SEM general y SEM detalle de cristales de yeso,
respectivamente. d), e) y f) Fragmentos masivos: Fotografía general, SEM general, SEM detalle de parches de
azufre, respectivamente. g), h) e i) Fragmentos volcánicos alterados: Fotografía general, SEM general, SEM
detalle de vesícula rellena de azufre y sílice amorfa, respectivamente.
Alejandro D. Báez (2015)
41 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
En base a las características internas, la distribución, y los componentes del depósito, y a
las evidencias cronológicas a partir de comparaciones visuales, se interpreta al mismo como
producto del lahar del año 1992 originalmente descripto por Delpino y Bermudez (1993). En este
contexto, el conjunto de fragmentos superficiales de mayor tamaño podrían corresponder a una
Figura 21: a) y b) Comparación del depósito en el río Agrio Superior a partir de una fotografía aérea del año
1962 (a) y una imagen satelital del año 2014 (b). c) y d) Comparación del depósito en las nacientes del río Lomín
a partir de una fotografía aérea del año 1962 (c) y una imagen satelital del año 2014 (d).
Alejandro D. Báez (2015)
42 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
segregación granulométrica generada por la migración hacia arriba de las fracciones más gruesas
debido al tamizaje cinético generado en estos procesos (Iverson 1997, 2005, Vallance 2000), o
ser productos de lahares posteriores, como el generado en septiembre de 1995, del cual no se
cuenta con una descripción detallada.
3.4 Depósitos de caída piroclástica
Durante las erupciones, los volcanes lanzan a la atmósfera un gran volumen de material
sólido de tamaño variable, denominado en sentido amplio como tefra. Este es impulsado hacia
arriba por los gases emitidos formando una columna eruptiva, la cual puede llegar a alcanzar
varios miles de metros de altura. A determinada altura, este material comienza a ser dispersado
horizontalmente por los vientos (pluma volcánica), en ocasiones varias decenas de kilómetros,
hasta que el mismo decanta sobre la superficie terrestre. En el volcán Copahue, al igual que en la
mayor parte de los volcanes, la caída de tefra a partir de la dispersión de la pluma volcánica es
un fenómeno común y de gran alcance, y el que puede afectar con mayor facilidad a las
localidades cercanas, como ya sucedió en las erupciones recientes (Fig. 22).
Debido a la recurrencia y al alcance de este fenómeno, y a los efectos negativos para la
actividad humana y las economías regionales que puede llegar a generar (contaminación del aire
y de cuerpos de agua, efectos nocivos en la salud, colapso de techos por acumulación, problemas
para el tránsito vehicular y aéreo, daños en ganadería y agricultura, etc), es necesario conocer las
características del material emitido y el área abarcad por su dispersión, para así poder localizar
las zonas más riesgosas, además de lograr una mayor comprensión de los mecanismos eruptivos.
Para ello, se llevó a cabo la caracterización del material de caída de las erupciones históricas de
mayor magnitud, correspondiente a julio del 2000 y a diciembre del 2012.
Figura 22: Dispersión de las plumas volcánicas de erupciones recientes del volcán Copahue. a) Erupción de
1992. b) Erupción del 2000. c) Erupción de Diciembre del 2012.
Alejandro D. Báez (2015)
43 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
3.4.1 Material de caída de la erupción del año 2000: Para la caracterización de este
material se contó con una muestra recolectada durante dicha erupción en la localidad de
Caviahue, a 9,5 km del centro de emisión. Actualmente este material se encuentra prácticamente
dispersado o sepultado por los productos de las erupciones posteriores, por lo que resulta
imposible la toma de nuevas muestras. Debido a la pequeña cantidad de muestra, fue imposible
la realización de un análisis granulométrico por tamizado, sin embargo, para muestras
recolectadas en ocasión de aquella erupción por Delpino y Bermudez (2000) y Naranjo y
Polanco (2004), se han obtenido resultados que arrojan entre un 83-95 % de ceniza muy gruesa a
muy fina, entre un 5-18 % de ceniza extremadamente fina y un 0,6 % de lapilli.
El material de caída analizado, correspondiente a la erupción del año 2000, está
compuesto por partículas pumíceas (40%), trizas vítreas (35%), líticos (20%) y cristales (5%)
(Fig. 23a y b). Las partículas pumíceas de color castaño poseen una vesicularidad moderada a
muy alta, con texturas que varían entre vesiculares y fluidales. Las vesiculares (Fig. 23c)
muestran formas subredondeadas con vesículas esféricas, mientras que las fluidales (Fig. 23d)
poseen distintivas formas alargadas con vesículas elongadas. Las trizas vítreas (Fig. 23e) poseen
baja a moderada vesicularidad y un distintivo color negro a castaño oscuro y brillo vítreo. Las
formas son irregulares, con superficies de fracturas concoidales y vesículas subesféricas rellenas
de material fino blanco. En menor proporción se observan trizas similares pero con una marcada
ausencia casi total de vesículas, asignándole un aspecto blocoso (“blocky shards”) (Fig. 23f). Los
líticos (Fig. 23g) son accesorios, y la gran mayoría corresponde a fragmentos de material fino de
color blanco a gris claro y morfologías irregulares a subredondeadas. Este material también
aparece en fracciones muy finas, y rellenando vesículas del material vítreo. Los mismos son
similares a los fragmentos líticos de color blanco que forman parte del depósito ubicado sobre el
río Agrio analizado en el apartado previo, por lo que probablemente estén compuesto por
variedades de SiO2. El resto de los líticos son de origen volcánico y presentan una marcada
alteración hidrotermal. Por su parte, los cristales (Fig. 23h) corresponden principalmente a
plagioclasas.
3.4.2 Material de caída de la erupción del año 2012: Para la caracterización de este
material se contó con dos muestras, una de 163 g y una de 113g, recolectadas a 9 km y 53 km del
centro de emisión respectivamente. El tamizado de las muestras permitió realizar la
caracterización granulométrica de las mismas y calcular los parámetros estadísticos básicos. La
muestra más cercana al centro de emisión se compone por un 24,99 % de lapilli, un 35,14 % de
ceniza muy gruesa, un 25,91 % de ceniza gruesa, un 8,13 % de ceniza media, un 2,62 % de
Alejandro D. Báez (2015)
44 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
ceniza fina, un 1,98 % de ceniza muy fina y un 1,23 % de ceniza extremadamente fina (Fig. 24a).
Por su parte, la muestra más alejada se compone por un 0,12 % de lapilli fina, un 0,07 % de
ceniza muy gruesa, un 12,73 % de ceniza gruesa, un 72,30 % de ceniza media, un 14,07 % de
ceniza fina, un 0,58 % de ceniza muy fina y un 0,12 % de ceniza extremadamente fina (Fig.
24b). Como es esperable para un depósito de caída piroclástica, el material presenta una
distribución simétrica con una buena a muy buena selección y curvas leptocúrticas. Los valores
promedios (mediana, media y moda) también se encuentran entre los parámetros normales,
observando un desplazamiento hacia los finos en la muestra tomada a mayor distancia del centro
de emisión, debido a la ausencia casi total de la fracción lapilli y una preponderancia absoluta de
ceniza media.
Figura 23: Componentes del material de caída de la erupción del año 2000. a) Fotografía de la muestra (fracción
de 1Φ). b) Proporción de los distintos componentes. c) Partículas pumíceas vesiculares. d) Partículas pumíceas
fluidales. e) Trizas vítreas de moderada vesicularidad. f) Trizas vítreas blocosas. g) Líticos accesorios. h)
Cristales de plagioclasas.
Alejandro D. Báez (2015)
45 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Luego se realizó el análisis composicional bajo lupa binocular de la muestra más cercana al
centro de emisión. El material analizado está compuesto por partículas pumíceas (35%), trizas
vítreas (25%), esférulas vítreas (3%), fragmentos escoriáceos (10%), azufre piroclástico (10%),
líticos accesorios (12%) y cristales (5%) (Fig. 25a y b). Las partículas pumíceas son de color
castaño y presentan una vesicularidad que varía de moderada a muy alta, con texturas vesiculares
y fluidales. Las primeras (Fig. 25c) tienen formas irregulares a subredondeadas con vesículas
esféricas a subesféricas de pequeño tamaño, mientras que las segundas (Fig. 25d) presentan
formas irregulares alargadas con vesículas elongadas de mayor tamaño. Las trizas vítreas (Fig.
25e) son baja a moderada vesicularidad y presentan formas irregulares con un marcado color
castaño oscuro a negro con brillo vítreo. La vesicularidad es moderada a baja, con vesículas
irregulares de diversos tamaños que generalmente se encuentran rellenas por un material
arcilloso de color blanco. Un pequeño porcentaje de las mismas presenta una ausencia total de
vesículas y aristas bien marcadas, clasificándoles como de tipo blocoso (Fig. 25f). Las esférulas
vítreas (Fig. 25g) son negras a castaño oscuro con superficies lisas y brillo vítreo. Se observan de
diversos tamaños, llegando incluso a alcanzar diámetros superiores a 500 µ. Las mayores
aparecen aisladas o con unas pocas más pequeñas adheridas a su superficie, mientras que las de
Figura 24: Caracterización granulométrica y parámetros estadísticos del material de caída de la erupción de
diciembre del año 2012 (Histograma de frecuencia y curva acumulativa). a) Muestra recolectada a 9 km del
centro de emisión. b) Muestra recolectada a 53 km del centro de emisión.
Alejandro D. Báez (2015)
46 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 25: Componentes del material de caída de la erupción de diciembre del 2012. a) Fotografía de la muestra
(fracción de 1Φ). b) Proporción de los distintos componentes. c) Partículas pumíceas vesiculares. d) Partículas
pumíceas fluidales. e) Trizas vítreas de moderada vesicularidad. f) Trizas vítreas blocosas. g) Esférulas vítreas. h)
Fragmentos escoriáceos. i) Azufre piroclástico gris-verdoso. j) Azufre amarillento. k) Líticos blancos silíceos. l) Líticos
volcánicos alterados. m) y n) Cristales de plagioclasas y piroxenos respectivamente.
Alejandro D. Báez (2015)
47 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
menor tamaño en general aparecen aglomeradas formando cuerpos alargados y ramificados. Este
tipo de material ha sido reproducido con éxito en experiencias de laboratorio y se ha observado
en otras sucesiones, siempre vinculado con fenómenos hidromagmáticos (Wohletz 1983, 1993,
Ersoy 2007, entre otros). Los fragmentos escoriáceos (Fig. 25h) tienen formas irregulares a
subredondeadas, con una coloración gris oscura a negra sin brillo vítreo. La vesicularidad es
moderada, con vesículas subesféricas. Las partículas de azufre piroclástico (Fig. 25i) son de
color gris verdoso y presentan llamativas formas esféricas o globulares y elongadas con bordes
curvos. En mucha menor proporción encontramos fragmentos que pasan de la coloración
mencionada a una amarillenta (Fig. 25j). Los líticos se componen en un 60% de fragmentos
blancos similares a los observados en el material de caída de la erupción del 2000 (Fig. 25k), y
en un 40% de líticos accesorios de origen volcánico visiblemente alterados (Fig. 25l). Los
cristales corresponden principalmente a plagioclasas (Fig. 25m) y piroxenos (Fig. 25n).
Un punto remarcable respecto al material de caída de la erupción de diciembre del 2012
es que, junto al material descripto anteriormente, la pluma eruptiva también transportó
fragmentos escoriáceos de entre 10-20 cm hasta más de 10 km del centro de emisión. Este
material fue denominado “fragmentos marrones altamente vesiculares” por Caselli et al. (2014b,
2015a), y “escoria aplanada de alta vesiculación” por Petrinovic et al. (2014b). Los mismos son
de color castaño oscuro y poseen una distintiva forma aplanada y “retorcida” que evidencia
cierta fluidez, con variaciones en los espesores y con una superficie irregular y rugosa (Fig. 26a).
Figura 26: Fragmentos escoriáceos vesiculados. a) Fotografías donde se aprecia la morfología distintiva de los
fragmentos. b) Detalle de la textura: Cristales de plagioclasa (Plg) y piroxeno (Px) en pasta afanítica. c)
Vesicularidad en los bordes de los fragmentos. d) Vesicularidad muy alta en el centro de los fragmentos.
Alejandro D. Báez (2015)
48 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Presentan una textura porfírica con fenocristales de plagioclasa de hasta 0,5 cm y de piroxeno de
hasta 0,3 cm, en una pasta afanítica (Fig. 26b). En los bordes, menores a 0,5 cm, la vesicularidad
es menor que en el centro, con vesículas redondeadas que solo alcanzan los 1 mm (Fig. 26c). En
el resto de la roca la vesicularidad es muy alta, con vesículas redondeadas de variados tamaños
que generalmente van desde los 0,1 a 0,5 cm, con casos aislados de hasta 1 cm (Fig. 26d).
3.5 Bombas y bloques volcánicos
Los proyectiles balísticos son fragmentos de roca o lava de gran tamaño, que son
expulsados del cráter a velocidades muy altas, y no son afectados por la dinámica de la columna
eruptiva o el viento. En consecuencia, estos se encuentran restringidos dentro de un radio menor
que la caída de tefra, sin embargo el impacto de estos proyectiles puede causar daños severos a
las infraestructuras afectadas y representan un peligro mayor para personas que se encuentren en
el radio involucrado por la erupción. En el volcán Copahue se ha producido este fenómeno en
todas las erupciones bien registradas, alcanzado un área de influencia de casi 2 km desde el
centro de emisión. En este trabajo se llevó a cabo el análisis del material arrojado por proyección
balística durante el último ciclo eruptivo, particularmente para los eventos de diciembre del 2012
y de octubre del 2014.
3.5.1 Bombas y bloques balísticos de la erupción de diciembre del 2012: Durante la
erupción del 22 de diciembre del 2012 el volcán Copahue arrojó bombas con proyección
balística en un radio aproximado de 1,5 km del cráter, con tamaños de hasta 2 m en cercanías del
centro de emisión (Caselli et al. 2014b, Caselli et al. 2015a, Petrinovic et al. 2014b). Las mismas
corresponden a rocas juveniles con formas elongadas que evidencian cierta fluidez a la hora de
ser expulsadas (Fig. 27a y b). Macroscópicamente presentan una textura porfírica con
fenocristales de plagioclasas de color gris y tamaño menor a 1cm, en una pasta afanítica de color
negro (Fig. 27c). La vesicularidad es moderada, con abundantes vesículas subredondeadas que
generalmente no superan los 2 mm. Al microscopio se exhibe fenocristales de plagioclasa,
clinopiroxenos, olivinos y escaso ortopiroxeno, en una pasta hialopilítica a hialoofítica
compuesta por vidrio y microlitos de plagioclasas, clinopiroxenos y olivinos (Fig. 27d). Los
fenocristales de plagioclasas (80%), de mayor tamaño que los mafitos, son euhedrales y
presentan maclas polisintéticas y zonación composicional (Fig. 27e). Los clinopiroxenos (15%)
son euhedrales a subhedrales y presentan maclas simples y polisintéticas (Fig. 27f). También
aparecen pequeños cristales de clinopiroxeno incluidos dentro de fenocristales de plagioclasa
Alejandro D. Báez (2015)
49 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
(Fig. 27g). Los olivinos son menos abundantes (4%) y se presentan de forma euhedral a
subhedral. Los ortopiroxenos son escasos (1%) y muestran coronas de clinopiroxeno (Fig. 27h).
Durante la erupción de diciembre del 2012 también fueron expulsados bloques balísticos
conformados por fragmentos rocosos grisáceos correspondientes a materiales del conducto
volcánico, los cuales se encontraban impregnados por azufre de color amarillo y textura
chorreada (Fig. 27i y j), lo cual indica que el mismo se encontraba en estado fluido al momento
Figura 27: Material balístico de la erupción de diciembre del 2012. a) y b) Fotografías de campo de las bombas
donde se aprecia su morfología. c) Detalle macroscópico de la textura las bombas: Se observan cristales de
plagioclasa (blancos) en una pasta afanítica negra y una vesicularidad moderada. d), e), f), g) y h)
Fotomicrografías de las bombas: d) Fenocristales de plagioclasa, clinopiroxenos y olivinos en una pasta
hialopilítica a hialoofítica compuesta por vidrio y microlitos. e) Plagioclasa con zonación composicional. f)
Clinopiroxeno euhedral maclado. g) Fenocristal de plagioclasa con inclusión de clinopiroxeno. h) Ortopiroxeno
con corona de clinopiroxeno. i) y j) Bloques balísticos manchados por azufre. k) Cráter de impacto. l) Bloque
balístico enterrado por la potencia del impacto.
Alejandro D. Báez (2015)
50 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
del impacto (Agusto et al. 2014, Petrinovic et al. 2014b, Caselli et al. 2015a).
El potencial destructivo de este tipo de fenómenos quedo evidenciado durante esta
erupción por la preservación de los cráteres de impacto, llegando incluso a enterrarse los
proyectiles debajo de la superficie (Fig. 27k y l).
3.5.3 Bombas balísticas de la erupción de octubre del 2014: Durante octubre del 2014 se
produjeron pequeñas explosiones con emisión de ceniza que además arrojaron proyectiles
balísticos en los bordes del cráter (Fig. 28a). Los mismos corresponden a fragmentos tipo
spatters que presentan una coloración negra con brillo metálico y formas fluidales (Fig. 28b).
Macroscópicamente presentan una textura porfírica con fenocristales de plagioclasas de hasta
0,4cm, en una pasta afanítica. La vesicularidad es alta, con vesículas de menos de 0,2 cm en los
bordes, que crecen en tamaño hacia el centro hasta alcanzar grandes vesículas redondeadas de
hasta 1,5 cm separadas por finos tabiques (Fig. 28c). Microscópicamente se observan
fenocristales de plagioclasas (80%), clinopiroxenos (14%), olivinos (5%) y escaso ortopiroxeno
(1%) en una pasta hialopilítica compuesta por vidrio y microlitos de plagioclasas (Fig. 28d). Los
fenocristales de plagioclasas son euhedrales y presentan maclas polisintéticas, zonación
moderada e inclusiones de pequeños cristales máficos (Fig. 28e). Los clinopiroxenos son
euhedrales a subhedrales y presentan maclas simples. Los olivinos son menos abundantes y se
presentan de forma euhedral, mientras que los ortopiroxenos presentan coronas de clinopiroxeno
(Fig. 28f).
Figura 28: Bombas tipo spatters emitidas en octubre del 2014. a) Fotografía de campo. b) y c) Detalle de los
fragmentos donde se aprecia la alta vesicularidad. Fotomicrografías: d) Fenocristales de plagioclasas,
clinopiroxenos y olivinos en una pasta hialopilítica, e) Fenocristal de plagioclasa con inclusiones de pequeños
máficos, f) Ortopiroxeno con coronas de clinopiroxeno.
Alejandro D. Báez (2015)
51 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
4. ANÁLISIS DE LA PELIGROSIDAD
4.1 Antecedentes
El concepto de peligrosidad se define como la probabilidad de que un área determinada
sea afectada por procesos potencialmente destructivos en un intervalo dado de tiempo (Tilling
1989), y generalmente se clasifica en rangos (muy alta, alta, media, baja) basándose en la
frecuencia o recurrencia del proceso, y en la intensidad del mismo, dada por la tasa de emisión,
el volumen, la velocidad, la temperatura, la distancia de influencia, etc. Por su parte, el riesgo
representa la posibilidad de pérdida (de vidas humanas, propiedades, capacidad productiva, etc)
dentro de un área determinada sujeta a peligro (Tilling 1989), y puede analizarse como producto
de tres factores:
Riesgo = Peligrosidad x Valor x Vulnerabilidad,
donde el valor representa la cuantificación de los elementos susceptibles de ser afectados, y la
vulnerabilidad es la expectativa, expresada en porcentaje, de daño infligido a un elemento
expuesto al peligro (Felpeto 2002).
Los peligros volcánicos son aquellos fenómenos potencialmente destructivos
relacionados con la actividad de un volcán, sin que necesariamente estén asociados a un proceso
eruptivo. Los desastres volcánicos ocurren con menor frecuencia que otros (naturales
relacionados a fenómenos atmosféricos y antrópicos), y generan menores pérdidas humanas y
materiales, sin embargo desde el siglo 17 estos han matado a más de 300.000 personas y han
causado daños a infraestructuras y pérdidas económicas que superan los cientos de millones de
dólares (Tilling 1989, 2008). Aunque la cantidad de volcanes que entran en procesos eruptivos se
mantiene relativamente constante, variando entre 50 y 70 por año aproximadamente (Simkin y
Siebert 1994), el riesgo para la humanidad se ha incrementado en el último siglo debido al
crecimiento exponencial de la población que se ha asentado en áreas próximas a los volcanes y
del tráfico aéreo. Sin embargo, a partir de la aparición de la vulcanología moderna en el siglo 20,
el riesgo volcánico puede ser anticipado, evaluado y mitigado de manera relativamente exitosa, a
partir de la evaluación de la peligrosidad, el monitoreo volcánico, y la comunicación efectiva
entre la comunidad científica, las autoridades civiles, y la población (Tilling 2008).
La evaluación de la peligrosidad en una zona suele verse reflejada en la creación de un
mapa de peligros volcánicos. En el caso del volcán Copahue, existe un mapa de peligros para el
sector argentino realizado por Bermúdez y Delpino (1995), como respuesta a la incertidumbre de
peligrosidad que generó la erupción del año 1992 (Fig. 29a). En dicho mapa se indican las zonas
Alejandro D. Báez (2015)
52 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 29: a) Fragmento del “Mapa de los Peligros Potenciales en el área del Volcán Copahue, Sector argentino”
publicado por Bermúdez y Delpino (1995). b) Fragmento que abarca al volcán Copahue del “Mapa de peligros
de los volcanes ubicados en la región del Alto Bio Bio” publicado por Naranjo et al. (2000).
Alejandro D. Báez (2015)
53 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
que pueden ser afectadas por flujos piroclásticos y flujos de lava, caída de piroclastos, lahares e
inundaciones asociadas, sismos y gases volcánicos. El mismo se basó en lo observado en la
erupción previa, y en el conocimiento sobre erupciones post-glaciares con el que se contaba en
ese momento. Posteriormente, luego de la erupción del año 2000, el Servicio Nacional de
Geología y Minería de Chile (SERNAGEOMIN) publicó un mapa de peligros de los volcanes
ubicados en la región del Alto Bio Bio, que incluye a los volcanes Lonquimay, Tolguaca,
Callaqui y Copahue (Naranjo et al. 2000, Fig. 29b). En el mismo se discriminan aquellas áreas
que pueden de ser afectadas por coladas y/o lahares, áreas que pueden ser afectadas por caída de
piroclastos (incluyendo aquellos que se desplazan por proyección balística), y áreas que pueden
ser afectadas por flujos piroclásticos. En este último caso, para el volcán Copahue se reconoce un
peligro muy bajo y se marca el alcance máximo estimado para flujos piroclásticos menores a 0,1
Km3, abarcando el interior de la caldera del Agrio. Esto se debe en parte a que los autores
tomaron en cuenta las descripciones de depósitos de flujos piroclásticos holocenos presentadas
por Polanco et al. (2000), que luego serían completadas por Polanco (2003), y que fueron
analizas en capítulos previos. Considerando el ciclo eruptivo más reciente del volcán Copahue,
junto con los nuevos estudios realizados en la última década, se destaca la necesidad de ajustar la
percepción del peligro en esta zona, tarea que intenta realizar en parte este trabajo.
Todo análisis de la peligrosidad volcánica de un área en particular posee tres pilares
fundamentales: (1) el análisis de la probabilidad de ocurrencia de una erupción, (2) la
localización del centro de emisión, y (3) el mecanismo eruptivo o tipo de erupción (Felpeto
2002). Esto podría traducirse de manera simplificada en las preguntas cuándo, dónde y cómo
serán las siguientes erupciones. En el caso del primero de los interrogantes, el estudio del
registro pasado de un volcán puede ayudarnos a estimar un periodo de recurrencia de erupciones
de distinta magnitud, sin embargo en la actualidad la posibilidad de una erupción futura se
establece en base a la detección de precursores por medio del monitoreo volcánico. En el caso
del volcán Copahue, el Observatorio Volcanológico de los Andes (OVDAS) perteneciente al
Servicio Nacional de Geología y Minería de Chile (SERNAGEOMIN) actualmente mantiene una
alerta amarilla, ya que el sistema se mantuvo inestable desde la erupción del año 2012, con la
ocurrencia de explosiones de pequeña magnitud en octubre del 2014 y recientemente, en
noviembre del 2015.
Con respecto al “dónde”, los eventos eruptivos más recientes del volcán Copahue, y la
fuerte actividad fumarólica, han tenido lugar en el cráter más oriental, portador de la laguna
ácida. Todo parece indicar que de seguir produciéndose erupciones similares, a corto plazo se
mantendría esta área como centro de emisión principal. En los apartados siguientes se llevará a
Alejandro D. Báez (2015)
54 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
cabo el análisis del mecanismo eruptivo y de los peligros volcánicos asociados, teniendo en
cuenta los resultados obtenidos y aplicando herramientas de simulación numérica.
4.2 Mecanismos eruptivos
Las erupciones volcánicas pueden presentar distinta naturaleza dependiendo
principalmente de las características del magma. Los estilos eruptivos pueden variar desde
fenómenos tranquilos donde el magma no se fragmenta, dando lugar generalmente a flujos de
lava (erupciones efusivas), hasta erupciones muy violentas donde la fragmentación del magma es
muy alta, generando grandes columnas eruptivas y expulsando enormes volúmenes de material a
la atmósfera (erupciones explosivas). A partir de esta relación se creó una clasificación
relacionando la altura de la columna y la explosividad, diferenciando las erupciones en
hawaianas, estrombolianas, vulcanianas, plinianas y ultra-plinianas. Además existen otros dos
tipos denominadas surtseyanas y freatomagmáticas, cuya génesis está asociada al contacto
repentino del magma con una fuente de agua. Sin embargo esta clasificación no es una
herramienta óptima ya que durante una misma erupción, la misma puede ir variando
notablemente de un estilo a otro. Newhall y Self (1982) propusieron un índice para cuantificar la
magnitud de las erupciones, el cual se conoce como Índice de Explosividad Volcánica (VEI, por
sus siglas en inglés). Este relaciona la altura máxima de la columna eruptiva con el total del
volumen de los productos eyectados, pudiendo clasificar las erupciones con un valor que va
desde el 0 hasta el 8 (Fig. 30).
Figura 30: Índice de Explosividad Volcánica (VEI, por sus siglas en inglés), modificado de Newhall y Self (1982).
Alejandro D. Báez (2015)
55 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Como se mencionó anteriormente, para el volcán Copahue solo existen buenas
descripciones de las erupciones producidas en las últimas décadas. En base a documentos
fotográficos se puede inferir que la erupción del año 1961 correspondió a una explosión de tipo
freática, caracterizada por columnas blancas principalmente de vapor. Las erupciones ocurridas
en la década de 1990, que no alcanzaron valores de VEI 2, también tuvieron un carácter freático
hasta incluso freatomagmático (Delpino y Bermudez 1993), indicando una recurrencia de este
mecanismo, debido a la existencia de la laguna cratérica y el reservorio ubicado por debajo. La
erupción iniciada en julio del año 2000 mostró una duración y una magnitud mayor, aunque el
VEI nunca superó el valor de 2. Inicialmente tuvo características similares a las anteriores, con
explosiones freáticas y freatomagmáticas, sin embargo con el correr de los días pasó a un estilo
típicamente estromboliano acompañado por la desaparición de la laguna cratérica (Delpino y
Bermudez 2002, Naranjo y Polanco 2004). El ciclo eruptivo más reciente también comenzó con
una erupción freatomagmática en julio del 2012, arrojando gran cantidad de azufre piroclástico y
fragmentos cubiertos por azufre que se encontraba en estado líquido al momento de ser
expulsados (Caselli et al. 2015a). En diciembre del mismo año se produjo el evento de mayor
magnitud del ciclo (VEI 2). La misma comenzó con una explosión freática que rápidamente pasó
a freatomagmática, para finalmente continuar como una erupción meramente magmática de tipo
estromboliano, al igual que en el año 2000 (Petrinovic et al. 2014b, Caselli et al. 2015a).
Como puede desprenderse del análisis de las erupciones recientes, el mecanismo eruptivo
inicial es de tipo freático. Este estilo de erupciones son provocadas por un aumento en la entrada
de fluidos y calor de origen magmático en el sistema, sin que necesariamente el magma esté
involucrado directamente, y donde no se produce la expulsión de material magmático juvenil
(Browne y Lawless 2001, Rouwet y Morrisey 2015). El modelo propuesto para la generación de
erupciones freáticas en volcanes con lagunas cratéricas similares a la del volcán Copahue se basa
en una descompresión violenta producto de la acumulación de presión en el sistema volcánico-
hidrotermal sub-superficial, debido a un descenso de la permeabilidad por la presencia de un
sello formado principalmente por azufre fundido (Takano et al. 1994, Christenson et al. 2010,
Rouwet y Morrisey 2015). La secuencia comenzaría con un aumento del flujo de gases
magmáticos y, consecuentemente de la temperatura, en el sistema magmático-hidrotermal. Esto
no necesariamente es consecuencia del ascenso de magma, ya que, según el modelo propuesto
por Founier (2006), puede estar indicando una descompresión mayor debido a la rotura del sello
denominado caperuza o “carapace” que recubre la cámara magmática (Agusto et al. 2012).
Cuando la temperatura de los gases en la boca de las fumarolas supera los 119ºC, punto de fusión
del azufre elemental, se genera una pileta de azufre fundido en el fondo de la laguna con una fina
Alejandro D. Báez (2015)
56 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
costra de azufre solidificado (Fig. 31a). El importante flujo de gases que la atraviesa transporta
esférulas de azufre de color amarillo hacia arriba, las cuales se juntan formando grandes manchas
amarillas en la superficie de la laguna. Cuando la temperatura asciende entre los 159ºC y los
200ºC, se activa la convección dentro de la pileta de azufre y la viscosidad del mismo aumenta
exponencialmente, sellando parcialmente el sistema (Fig. 31b). En esta etapa la pileta de azufre
se ve “contaminada” por impurezas principalmente de sulfitos, lo cual queda evidenciado por la
presencia en superficie de esférulas de azufre oscuras. Si el efecto de sello logra una disminución
de la permeabilidad suficiente, se genera una acumulación de presión por debajo del mismo que
eventualmente desencadena en una erupción freática (Fig. 31c). Siguiendo este modelo, el
enfriamiento de la laguna cratérica podría ser indicio del sellamiento del sistema, y por lo tanto
de una futura erupción de este estilo. Cabe destacar que en el volcán Copahue, no solo el azufre
fundido estaría jugando un rol importante como sello, sino que también lo haría la mayor
precipitación mineral producto del aumento del flujo de gases magmáticos, como queda
evidenciado por ejemplo en los productos arrojados durante la erupción del año 1992 (Caselli et
al. 2005, 2015b, Agusto et al. 2012).
Si el proceso descripto anteriormente es acompañado por un ascenso de magma juvenil,
puede desencadenar una erupción freatomagmática con la consecuente expulsión de material
juvenil debido a la fragmentación del magma por la interacción con el agua superficial. En el
caso de desaparecer la totalidad del agua del sistema, el evento eruptivo podría tomar un carácter
meramente magmático con características estrombolianas (Fig. 31d), como sucedió en los años
2000 y 2012. Se ha propuesto, en base a datos petrológicos y geoquímicos, que los eventos
eruptivos magmáticos holocenos del volcán Copahue podrían estar asociados a la inyección de
magmas máficos primitivos, poco evolucionados, en una cámara magmática somera de
composición andesítica (Polanco 2003, Agusto 2011). Esto es consistente con las texturas de
coronas de clinopiroxeno en ortopiroxenos tanto en las lavas post-glaciares, como en las bombas
correspondientes al ciclo eruptivo más reciente (2012-2014), las cuales son indicio de mezcla de
magmas.
El análisis de los datos geoquímicos publicados de las rocas holocenas del volcán
Copahue (Bermúdez et al. 2002, Polanco 2003, Varekamp 2006, Caselli et al. 2014, 2015a,
Sommer et al. 2015) indica una consistencia composicional sin cambios sustanciales, con
productos de composición andesítica basáltica a traquiandesítica basáltica correspondientes a la
serie calcoalcalina rica en potasio (Fig. 32).
Teniendo en cuenta los mecanismos eruptivos interpretados y la consistencia
composicional del magma, no son esperables grandes cambios en los eventos eruptivos futuros a
Alejandro D. Báez (2015)
57 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
corto y mediano plazo, con erupciones freáticas y freatomagmáticas que pueden evolucionar en
meramente magmáticas de baja magnitud, con un grado de explosividad que no supere el VEI 2.
Figura 31: Modelo del mecanismo eruptivo del volcán Copahue (las figuras a), b) y c) son modificadas de
Takano et al. 1994). a) Alto flujo de gases magmáticos con temperaturas en la boca de las fumarolas mayores a
119ºC. Se genera la pileta de azufre fundido y manchas amarillas en la superficie de la laguna. b) Temperatura
entre 159ºC y 200ºC, aumento de la viscosidad del azufre sellando parcialmente el sistema. Presencia de
impurezas (sulfitos) que ascienden como esférulas de azufre oscuras. c) El sello genera una acumulación de
presión suficiente para desencadenar una erupción freática, que puede ser sucedida por una erupción
freatomagmática. d) Al desaparecer el agua del sistema, el evento eruptivo toma un carácter meramente
magmático con características estrombolianas.
Alejandro D. Báez (2015)
58 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
4.3 Simulaciones numéricas
A partir del avance informático y del desarrollo de los Sistemas de Información
Geográfica (GIS) en las últimas décadas, la utilización de modelos numéricos para la simulación
de fenómenos volcánicos se transformó en una herramienta fundamental en la asignación del
peligro, existiendo una gran variedad de modelos propuestos (Malin y Sheridan 1982, Kover
1995, Iverson et al. 1998, Bonadonna et al. 2005, Folch et al. 2009, entre otros).
En este trabajo se utilizó la herramienta VORIS 2.0.1 (Volcanic Risk Information System;
Felpeto et al. 2007, Felpeto 2009), un software gratuito (http://www.gvb-csic.es) que funciona
bajo la estructura del sistema de información geográfica ArcGis 9.1 que cuente con la extensión
Spatial Analyst. El mismo permite la simulación numérica de caída de tefra, corrientes de
densidad piroclásticas y flujos de lava, además de herramientas adicionales para el cálculo de
susceptibilidad volcánica. Esta herramienta además de ser gratuita, presenta una interfaz
“amigable” que aporta una rápida comprensión, no demanda grandes requerimientos de sistema
y funciona a partir de modelos que requieren datos de entrada (input) accesibles, lo que la
diferencia de otros modelos utilizados en la actualidad.
El modelo de simulación de caída de tefra aplicado es un modelo de advección-difusión,
el cual asume que el transporte de las partículas a partir de la columna está controlado por el
efecto advectivo del viento, la difusión provocada por la turbulencia atmosférica, y la velocidad
de asentamiento de las partículas. Los parámetros empleados tienen que ver con el material
expulsado, la altura y forma de la columna, la distribución granulométrica de las partículas, y
Figura 32: Geoquímica de los productos holocenos. a) Diagrama TAS: Las muestras plotean en los campos de
Andesita Basáltica y Traquiandesita Basáltica. b) Diagrama de SiO2 vs K2O: Las muestras plotean dentro de la
serie calcoalcalina rica en potasio.
Alejandro D. Báez (2015)
59 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
datos atmosféricos como dirección y velocidad del viento. El resultado de la simulación está
representado por un mapa que muestra los espesores de tefra esperados, separados en once
intervalos (Fig. 33a).
El modelo utilizado para la simulación de corrientes de densidad piroclásticas es un
modelo simple propuesto por Malin y Sheridan (1982), basado en los conceptos de “línea de
energía” y “cono de energía”, donde se plantea que la altura donde se origina el flujo (H), se
relaciona a la distancia del límite más distal del depósito (L) por medio de un parámetro de
fricción denominado Coeficiente de Heim (H/L). El arcotangente de H/L nos da un ángulo que
representa la inclinación del cono de energía (Fig. 33b). Este último, junto a la altura de colapso
(H), constituyen los parámetros de entrada para la simulación, además de un modelo de
elevación digital y la selección del centro de emisión. El resultado mostrado luego de la
operación es una capa que representa el área potencialmente afectada por el flujo.
El modelo para la simulación de flujos de lava es un modelo de tipo probabilístico que
asume que la topografía juega el rol más importante en la determinación del camino que seguirá
el flujo. Este se basa en el modelo de máxima pendiente donde, teniendo en cuenta la topografía
aportada por un modelo de elevación digital (DEM), la probabilidad de que el flujo se desplace a
una celda vecina es proporcional a la diferencia de altura entre ambas, solo pudiendo desplazarse
si dicha diferencia es positiva (Fig. 33c). La elección de la celda a la que finalmente se
desplazará el flujo se realiza mediante un algoritmo de Monte Carlo, repitiéndose la simulación
del posible camino un gran número de veces (iteraciones). Los parámetros necesarios en este
caso, además del DEM y la elección del centro de emisión, son la longitud máxima del flujo, la
cantidad de repeticiones, y un factor de corrección de altura que simula el efecto de la altura del
flujo. Una vez terminada la simulación, se recuenta el número de veces que una celda fue
alcanzada, y se lo compara con el número de repeticiones, estimando así la probabilidad de que
la misma sea alcanzada por el flujo. El resultado arrojado es una capa con distintas coloraciones
que representan zonas con distinta probabilidad de ser alcanzadas.
Las simulaciones realizadas para el volcán Copahue representan solo un primer
acercamiento a esta metodología, siendo necesarios un mayor estudio de erupciones previas para
acotar ciertos parámetros, y la comparación con otros modelos propuestos. Los resultados
obtenidos forman parte del análisis particular de los peligros volcánicos desarrollado a
continuación.
Alejandro D. Báez (2015)
60 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
4.4 Análisis de la peligrosidad
En el contexto esperado de erupciones freáticas y freatomagmáticas con un VEI ≤ 2, las
cuales puedan evolucionar a magmáticas de baja magnitud, se puede inferir la peligrosidad de
cada uno de los fenómenos volcánicos.
Sin duda, un fenómeno esperable en cada erupción es la dispersión de ceniza a partir de la
columna eruptiva, y la correspondiente caída. Este proceso puede alcanzar un rango de
afectación muy grande, dependiendo de la altura de la columna y de la dirección e intensidad de
Figura 33: Modelos de simulación del VORIS 2.0.1. a) Ejemplo de resultado obtenido para Caída de Tefra. b)
Ejemplo de resultado obtenido para Corrientes de Densidad Piroclástica y esquema del concepto de línea de
energía. H: Altura del flujo, L: límite distal del depósito, α: Inclinación de la línea de energía (arctg H/L). c)
Ejemplo de resultado obtenido para Flujos de Lava y esquema del modelo de máxima pendiente (modificado de
Felpeto 2002) hc: Corrección de altura.
Alejandro D. Báez (2015)
61 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
los vientos. En la región de estudio los vientos predominantes son los provenientes del NO, O y
SSO, por lo que el territorio argentino es el que se ve afectado principalmente. Debido a esto, es
esperable que durante los eventos de mayor intensidad (VEI=2) las localidades de Caviahue y
Copahue puedan verse afectadas por caída de tefra (Fig. 34a y b). En el caso de la primera, los
espesores esperados son menores a 10 cm, mientras que en la segunda, si lo vientos son
favorables, podría llegar hasta 25 cm. Sin embargo, cabe aclarar que durante los eventos
históricos de mayor magnitud nunca han superado los 5 cm en ninguno de los dos casos. Las
granulometrías máximas esperadas son de cenizas gruesas hasta lapilli fina, aunque se debe tener
en cuenta la posibilidad de caída de los fragmentos escoriáceos de hasta 20 cm que en erupciones
previas (2000 y 2012) han sido sustentados por la nube y depositados hasta más de 10 km de
distancia del centro eruptivo. Al ser uno de los vientos más recurrentes el proveniente del NO, la
localidad de Loncopué, ubicada 53 km al SE del cráter, también puede verse afectada por la
caída de tefra, como sucedió en la erupción de diciembre del 2012. En este caso el espesor
esperado no superaría el centímetro, con cenizas media como granulometría máxima.
La proyección balística de bombas y bloques también representa un fenómeno recurrente
en la historia eruptiva reciente del volcán Copahue, con un incremento de su peligrosidad con el
aumento de la magnitud de los últimos ciclos eruptivos. Se han observado este tipo de
proyectiles hasta 2 km del centro de emisión, con diámetros que pueden superar el metro en
zonas proximales. No es esperable que este fenómeno tenga un radio de afectación mayor a 2,5
km en próximos eventos eruptivos (Fig. 34b).
Respecto a la generación de flujos piroclásticos, teniendo en cuenta la evidencia
presentada en el presente trabajo, y en las descripciones de erupciones previas, se prevén flujos
diluidos basales (base surge) que se dirijan principalmente hacia la ladera este y sureste, sin
superar los 3 km de distancia del centro de emisión, con una mayor probabilidad dentro de los 2
km (Fig. 35).
Los fenómenos más peligrosos asociados al volcán Copahue son sin duda los lahares
(Fig. 36), aunque su generación se encuentra fuertemente controlada por la época del año en que
se genera la erupción, debido a que el aporte de agua principal es la cubierta de nieve formada en
invierno. Sin embargo, los mismos podrían producirse por un desbordamiento de la laguna
cratérica o por el aporte de fuertes lluvias. Es de esperar que dichos flujos se encausen en las
redes de drenajes, principalmente en los ríos Agrio y Lomín, como ha sucedido en erupciones
históricas. Tampoco se descarta la posibilidad de estos fenómenos en el río Dulce, y hacia el
flanco norte, en dirección a la laguna Las Mellizas occidental y a las nacientes del arroyo
Alejandro D. Báez (2015)
62 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Chancho-Co. Se debe tener en cuenta que estos procesos pueden generar crecidas de variadas
magnitudes aguas abajo de las redes hídricas afectadas.
Figura 34: Mapa de dispersión de ceniza. a) Resultados de la simulación en VORIS 2.0.1 para los vientos
principales en un escenario de VEI 2. b) Mapa integrado de dispersión de cenizas y proyección balística (Zona
más oscura alrededor del cráter).
Alejandro D. Báez (2015)
63 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 35: Mapa de Oleadas Piroclásticas generado a partir del modelado en VORIS 2.0.1 en un escenario
similar al de erupciones históricas (En Rojo la zona de alta probabilidad de ser afectada y en Amarillo la zona de
baja probabilidad de ser afectada).
Figura 36: Mapa de peligrosidad por lahares (basado en un modelo de máxima pendiente).
Alejandro D. Báez (2015)
64 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
El volcán Copahue no registra emisión de flujos de lava en erupciones históricas, por lo
que de continuar los mecanismos eruptivos propuestos, no es esperable este tipo de fenómenos.
Sin embargo, el aumento de la actividad magmática en los últimos eventos lleva a la necesidad
de analizar dicha posibilidad. Teniendo en cuenta el registro de coladas holocenas, la emisión de
las mismas muy probablemente se llevaría a cabo a partir de las fisuras en los flancos del edificio
volcánico, encausándose en las redes de drenaje. En el caso de reactivarse la fisura ubicada en el
flanco oriental, las coladas podrían dirigirse hacia el norte, tomando una senda similar a la colada
holocena e incluso desviándose hacia las lagunas Las Mellizas (Fig. 37a). También podrían
encausarse hacia el río Agrio o el río Dulce. En el caso extraordinario en que la emisión de lavas
sea desde el cráter activo, las mismas se encausarían casi indefectiblemente en el río Agrio o en
el río Lomín (Fig. 37b).
Un peligro derivado de la actividad volcánica es el colapso de parte del edificio
volcánico. En este sentido, Varekamp et al. (2001) indican la posibilidad de ocurrencia de estos
fenómenos debido al debilitamiento de la estructura causada por la generación de espacio en los
procesos de disolución de roca en el sistema magmático-hidrotermal (20000-25000 m3/año), el
cual es rellenado por sílice y azufre. A esto también le suman la influencia de las altas pendientes
que presenta el edificio en algunos sectores y las fisuras observadas en los flancos. Este tipo de
procesos son altamente peligrosos ya que, además del daño intrínseco que generan, pueden
desencadenar importantes lahares y/o tsunamis, o la descompresión instantánea del sistema
acompañada por una erupción de mayor magnitud.
Otro peligro indirecto propio del área de estudio es la posibilidad de un desbordamiento
de la laguna más oriental de Las Mellizas. Esto puede darse, por ejemplo, por la entrada de un
importante volumen de material, ya sea por deslizamientos o lahares, o por la fracturación de las
paredes que contienen a las mismas durante eventos sísmicos. Si esto sucedería, un enorme
volumen de agua podría ser liberada encausándose en los afluentes del río Dulce hasta
desembocar en el mismo, afectando a gran parte de la localidad de Caviahue (Fig. 38). Esto
podría estar acompañado a su vez por una enorme crecida en el arroyo Blanco, desembocando
también en la cuenca del río Agrio, y generando problemas aguas abajo.
Alejandro D. Báez (2015)
65 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
Figura 37: Mapa de Flujos de Lavas generado a partir del modelado en VORIS 2.0.1. a) Emisión a partir de la
fisura ubicada en el flanco oriental. b) Emisión a partir del cráter activo.
Figura 38: Mapa de inundaciones por desbordamiento de las lagunas Las Mellizas (basado en un modelo de
máxima pendiente).
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66 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
5. CONCLUSIONES
A partir de la caracterización y revisión de unidades y productos post-glaciares del flanco
oriental del volcán Copahue, y del análisis de la peligrosidad basado en la simulación numérica
de fenómenos volcánicos, se pudieron alcanzar las siguientes conclusiones:
- La colada de lava de Chancho-Co presenta características similares a las presentadas por
otros autores para las lavas holocenas del volcán Copahue.
- El depósito ubicado al norte del lago Caviahue, originalmente descripto como producto
de un flujo piroclástico, se reinterpreta como un depósito de origen lacustre con importante
aporte de material volcaniclástico.
- El depósito volcaniclástico ubicado en el río Agrio Superior se interpreta como producto
de los lahares generados en la erupción de 1992 (1995?), en concordancia con su descripción
original.
- El análisis del material de caída y de proyección balística de las erupciones del 2000 y
2012 sustenta las características freatomagmáticas y magmáticas de las mismas.
- Teniendo en cuenta los mecanismos eruptivos interpretados y la consistencia en la
geoquímica de los productos (recopilada en diversos trabajos), a corto y mediano plazo se
esperan erupciones freáticas y freatomagmáticas que puedan evolucionar en meramente
magmáticas de baja magnitud, con un grado de explosividad que no supere el VEI 2.
- Durante erupciones futuras las localidades de Caviahue y Copahue pueden verse
afectadas por caída de tefra, con espesores de <10 cm y <25 cm respectivamente.
- No es esperable un radio de afectación mayor a 2,5 km para caída de bombas y bloques
con proyección balística.
- Al área con mayor probabilidad de ser afectada por fenómenos de oleadas basales (base
surge) no supera los 2 km, con un área de menor probabilidad de hasta 3 km.
- En caso de generarse lahares, estos se encausarían principalmente en los ríos Agrio
Superior y Lomín, así como también en el río Dulce, y hacia el flanco norte, en dirección a la
laguna Las Mellizas occidental y a las nacientes del arroyo Chancho-Co. En este escenario, el
sector norte y sur de la localidad de Caviahue, incluyendo los puentes de acceso, podrían verse
afectados.
- Si el aumento de la actividad magmática desencadenara la emisión de flujos de lava por
la reactivación de la fisura ubicada en el flanco este, las coladas se dirigirían principalmente
hacia el norte, de manera similar a la colada existente, pudiendo afectar a las lagunas Las
Mellizas. Además podrían encausarse hacia el río Agrio o el río Dulce.
Alejandro D. Báez (2015)
67 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
- Si la emisión de flujos de lava se llevara a cabo por medio del cráter activo actualmente,
los mismos se encausarían en los ríos Agrio o Lomín.
- En caso de un desbordamiento de las lagunas Las Mellizas un enorme volumen de agua
podría encausarse en los afluentes del río Dulce hasta desembocar en el mismo, afectando a gran
parte de la localidad de Caviahue, y generar una enorme crecida en el arroyo Blanco.
Alejandro D. Báez (2015)
68 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
6. AGRADECIMIENTOS
Quiero agradecer en primera instancia a mi director Alberto Caselli, por su importancia
en esta etapa final de la carrera, no solo como mentor académico, sino como un verdadero
amigo.
Agradezco a Romi Daga por ser fuente de consulta constante durante la elaboración de
este trabajo, por facilitar la utilización del SEM, y sobre todo por la buena onda durante las
instancias que hemos compartido. A Iván Vergara por la ayuda en el campo y en el laboratorio, y
por la amistad que nos une.
Agradezco a la Universidad Nacional de Río Negro por darme la oportunidad de estudiar
en mi ciudad la carrera que realmente quería. Sobre todo al plantel docente de Geología, ya que
además de formarme académicamente, han sido compañeros de momentos inolvidables. En
especial a Silvio Casadio por ser el motor en los primeros años de esta aventura que
emprendimos todos juntos al iniciar una carrera nueva.
Agradezco a los amigos que me dio la universidad (Mariana, Luci, Darío, Tincho, Lucho,
Yami, Javi, Fabio, Marco y Romi) por los grandes momentos y las experiencias compartidas a lo
largo de estos seis años, principalmente a Maxi y Diego, con los que hemos transcurrido juntos
de principio a fin este camino.
Agradezco a mis amigos de la vida, especialmente a Agu y Guilla, por todas esas noches
de guitarra y charla, y porque a pesar del tiempo y la distancia sé que siempre están ahí.
Agradezco a Stefi por el amor, la compañía y el aguante diario, sobre todo en estos
tiempos de locura de fin de carrera.
Finalmente, agradezco eternamente a mi familia por el apoyo constante e incondicional,
especialmente a mis viejos por bancarme (en todo sentido) en estos años…
Alejandro D. Báez (2015)
69 Trabajo Final de Licenciatura – Universidad Nacional de Río Negro
7. BIBLIOGRAFIA
Agusto, M.R. 2011. Estudio geoquímico de los fluidos volcánicos e hidrotermales del Complejo Volcánico
Copahue Caviahue y su aplicación para tareas de seguimiento. Tesis doctoral, Universidad de Buenos Aires
(inédita), 291 p., Buenos Aires.
Agusto, M.R., Caselli, A.T. y dos Santos Afonso, M. 2011. Seguimiento geoquímico de las aguas ácidas
del sistema volcán Copahue - río Agrio (neuquén): posible aplicación para la identificación de precursores eruptivos.
18º Congreso Geológico Argentino, Actas: 10a, Neuquén.
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